Di r ecci ó n:Di r ecci ó n: Biblioteca Central Dr. Luis F. Leloir, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. Intendente Güiraldes 2160 - C1428EGA - Tel. (++54 +11) 4789-9293
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Tesis de Posgrado
Caracterización de eventos deCaracterización de eventos decorriente en chorro en capas bajascorriente en chorro en capas bajas
de la atmósfera en base a reanálisisde la atmósfera en base a reanálisisy la precipitación asociada en ely la precipitación asociada en el
Sudeste de SudaméricaSudeste de Sudamérica
Salio, Paola Verónica
2002
Tesis presentada para obtener el grado de Doctor en Cienciasde la Atmósfera de la Universidad de Buenos Aires
Este documento forma parte de la colección de tesis doctorales y de maestría de la BibliotecaCentral Dr. Luis Federico Leloir, disponible en digital.bl.fcen.uba.ar. Su utilización debe seracompañada por la cita bibliográfica con reconocimiento de la fuente.
This document is part of the doctoral theses collection of the Central Library Dr. Luis FedericoLeloir, available in digital.bl.fcen.uba.ar. It should be used accompanied by the correspondingcitation acknowledging the source.
Cita tipo APA:
Salio, Paola Verónica. (2002). Caracterización de eventos de corriente en chorro en capas bajasde la atmósfera en base a reanálisis y la precipitación asociada en el Sudeste de Sudamérica.Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_3504_Salio.pdfCita tipo Chicago:
Salio, Paola Verónica. "Caracterización de eventos de corriente en chorro en capas bajas de laatmósfera en base a reanálisis y la precipitación asociada en el Sudeste de Sudamérica". Tesisde Doctor. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. 2002.http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_3504_Salio.pdf
Universidad de Buenos Aires.Facultad de Ciencias Exactas y Naturales
Departamento de Ciencias de la Atmósfera y los Océanos
Tema de Tesis
Caracterización deEventos de Corriente en Chorroen Capas Bajas de la Atmósfera
en base a Reanálisisy la precipitación asociada en el Sudeste
de Sudamérica
TesistaPaola Salio
DirectoraMatilde Nicolini
Lugar de trabajo:Centro de Investigaciones del Mar y la Atmósfera.
CONICET - UBA
Tesis presentada para aspirar al título deDoctor en Ciencias de la Atmósfera
- Junio 2002
......... .. Cazo gallinas, los hombres me cazan. Todas las gallinas se pareceny todos los hombres se parecen. Me aburro, pues, un poco. Pero, si medomesticas, mi vida se llenará de sol. Conoceré el ruido de tus pasos que serándiferentes de todos los otros. Los otros pasos me hacen esconder bajo la tierra.EItuyo me llamará fuera de Ia madriguera, como música. Y además, ¡mira! ¿Ves,allá, los campos de trigo? Yo no como pan. Para mi el trigo es inútil. Los camposde trigo no me recuerdan nada. ¡Es bien triste! Pero tú tienes cabellos color deoro. Cuando me hayas domesticado, ¡será maravilloso! El trigo dorado será unrecuerdo de ti. Yamaré el ruido del viento en el trigo.....
El zorro calló y miró largo tiempo al principito.- ¡Por favor..... domesticame! - dijo.- Bien Io quisiera - respondió el principito -, pero no tengo mucho tiempo. Tengoque encontrar amigos y conocer muchas cosas.- Sólo se conocen las cosas que se domestican —dijo el zorro -. Los hombres yano tienen tiempo de conocer nada. Compran cosas hechas a los mercaderes.Pero no existen mercaderes de amigos, los hombres ya no tienen amigos. Siquieres un amigo idomestícame!
El PrincipitoAntoine de Saint-Exupéry
Para mi principito,
tu zorro domesticadoque te ama con toda el alma.
Agradecimientos
Deseo expresar mi más sincero y profundo agradecimiento a Matilde, mi
directora, amiga y “madre postiza”, por sus invalorables conocimientos y
disposición.Pero sobre todo deseo agradecerle por enseñarme conocimientosy valores mucho más importantes que los desarrolladosen esta Tesis.
Agradezco al Dr. Mario N. Nuñez, director del CIMA, quien me ha brindado
su estímulo y la posibilidad de desarrollar esta Tesis como miembro de esta
importante institución. Asimismo, deseo agradecer a los miembros del CIMAy
Dpto. de Ciencias de la Atmósfera y los Océanos por todo el apoyo brindado.
Deseo agradecer a las instituciones que me facilitaron el acceso a lasdistintas fuentes de información utilizadas en este estudio. Las instituciones se
enumeran a continuación alfabéticamente:
- Centro de Investigaciones del Mar y Ia Atmósfera. CONICET- UBA.
- Centro de Previsáo de Tempo e Estudos Climáticos - INPE —Brasil.
- Climate Diagnostic Center (a través de su página web www.cdc.noaa.gov).
- Departamento de Ciencias de la Atmósfera y los Océanos. FCEN.UBA.
- Dirección Nacional de Meteorología. Uruguay.
- Dirección Nacional de Meteorología e Hidrología - DINAC.Paraguay.
- Proyecto PROSUR.
- Servicio Meteorológico Nacional. Argentina.
Especialmente deseo agradecer a los que me ayudaron a Ia obtención de Ia
información en forma ágil y clara (por orden alfabético y a todos de la misma
forma): José Ares, Julián Baez, Mario Bidegaín, Brant Liebmman y Daniel Vila.
Por último, deseo agradecer al CONICET por otorgarme la beca de
investigación que financió mis estudios durante el desarrollo de esta Tesis. Este
estudio fue también financiado por ser una componente de los siguientes
proyectos de investigación de UBACYTTX30, ANPCyT PICT N° 07 -00000
01757, ANPCyT PICT N0 07- 06671, CONICET PIP No 4520/96, IAI CRN 055 —
PROSUR.
MEl interés de esta Tesis se centra en la caracterización climática de los
episodios de corriente en chorro en capas bajas al este de los Andes (SALLJ)
y los campos de precipitación asociados a estos eventos, con énfasis en el
impacto sobre la región Sudeste de Sudamérica (SESA). Este estudio utiliza
los datos del reanálisis pertenciente al European Center Medium Weather
Forecast (ERA), datos de radiación de onda larga saliente, datos de
precipitación acumulada diaria y radiosondeos en Resistencia durante laestación cálida de 1979 - 1993.
Estudios previos mostraron una relación entre el máximo de
precipitación y la convergencia de vapor de agua sobre SESA. Nico/¡ni and
Sau/o [2000] exploraron la hipótesis de una intensificación mutua en esta
dependencia durante los eventos Chaco Jet (CJE). Estos eventos fueron
definidos como casos SALL] que penetran al sur de los 2505 usando los
productos del modelo operativo ETA durante Ia estación cálida de 19971998.
Los CJEs representan un subensamble de eventos SALLJ pocofrecuentes en los datos del ERA. Su duración oscila entre 1 a 10 días
extendiéndose más frecuentemente entre 1 a 5 días. Las principales
características de Ia circulación y de los campos termodinámicos que
representan este ensamble son: un contraste máximo de masas de aire en
39°S, Ia presencia de una vaguada con su eje sobre Ia cordillera de los
Andes, un tren de ondas baroclínicas que penetra desde el Océano Pacífico y
un máximo de calor y humedad sobre el norte de Argentina y Paraguay.
Durante los CJEs existe un importante flujo de humedad y convergencia en
los niveles bajos y medios que es 10 veces más intenso que Ia media del
verano. La intensidad encontrada en las anomalías del flujo de humedad
refuerza Ia importancia del estudio de estos episodios con el propósito de
determinar el balance de vapor de agua sobre la SESA.
El hecho que los CJEs representan una importante característica del
clima de la SESA se basa en que los CJES sólo representan el 17% (28%) del
verano (primavera) y ellos son capaces de explicar una fracción significativa
de la precipitación (un máximo de 55%) sobre el noreste de Argentina.
Una comparación entre los CJEs y los eventos SALLJ - No Chaco
muestra que estos últimos son más (menos) frecuentes durante el verano
(primavera), llevando a la estación a comportarse como los SALLJ - No
Chaco, mientras los CJES presentan una fuerte componente baroclínica
desarrollada en la escala sinóptica. Los campos medios de geopotencial en
niveles bajos, dominados por una baja térmica y el Anticiclón del Atlántico
Sur aumentan un patrón frontogenético que finalmente evoluciona en un
pasaje frontal que marca el fin del CJE.
Un estudio preliminar sobre el ciclo diurno de la convección es
presentado en este trabajo utilizando observaciones de tiempo presente en
Argentina. Una fase nocturna - matutina (03-09 hora local) en la convección
prevalece durante primavera, mientras en verano se desarrolla por la tarde
sobre el noreste de Argentina. Por otra parte, en el centro de Argentina la
convección presenta una fase nocturna en verano.
La misma fase que en primavera se manifiesta durante los CJES,
mientras un máximo a las 18UTC centrado en Formosa y Concordia seobserva en los SALLJ — No Chaco durante toda la estación cálida. Otro
máximo durante los SALLJ—No Chaco es identificado en verano en Mendoza,
Salta y Neuquén en las horas dela mañana.
AB TRA T
The interest of the present thesis centers on the climatic
characterization of South American Low Level Jet (SALLJ)episodes and their
associated precipitation fields, with emphasis on their impact on precipitationover Southeastern South America region (SESA). This study includes results
using European Center Medium Weather Forecast reanalyses (ERA), outgoing
longwave radiation data, raingauge network rainfall data and soundings at
Resistencia during the 1979 —1993warm season.
Previous studies showed a relationship between precipitation maximum
and the convergence of vapor flux over SESA. Nico/¡ni and Sau/o [2000]
explored the hypothesis of an intensification of this mutual dependency
during Chaco Jet events (CJE). They defined these events as cases of SALLJ
that penetrates southernmost 25°S using ETA operative products during1997-1998 austral warm season.
The CJEs represent a subensemble of SALLJinfrequent in the ERAdata
set. Their duration varies from 1 to 10 days extending more frequently
between 1 to 5 days. The outstanding features of the circulation and the
thermodynamic field that represent this ensemble are: a maximum contrast
of air masses in a Iatitude close to 39°S, the presence of a trough with its
axis over the Andes within a baroclinic wavetrain penetrating from the Pacific
Ocean and a maximum of heat and moisture over northen Argentina and
Paraguay. During the CJEs there is an important flux of moisture and
convergence at low and mid levels that is about 10 times more intense than
the summer mean. The intensity found in the water vapor flux anomaly
reinforces the importance of studying these episodes for the purpose ofdetermining the water balance over SESA.
The statement that the CJEs represent an important characteristic of
SESA climate is founded on the fact that, although the CJEs only represent
17 per cent (28%) of the austral summer (spring) days, they account for a
significant fraction of the precipitation (a maximum of 55%) over
northeastern Argentina.
A comparison between CJEs and SALL] - No Chaco events shows that
the Iatter are more (less) frequent during summer (spring), pushing themean summer behavior toward the SALIJ No Chaco, while the former
present a stronger baroclinic component ¡n the synoptic scale. The mean
geopotential field at low levels, dominated by a thermal low and a shifted
toward the continent South Atlantic Anticyclone, enhance a frontogenetical
pattern that finally evolves in a frontal passage that marks the demise of theCJE.
A preliminary study about the diurnal cycle of the convection is
addressed using present weather observations in Argentina. A nocturnal —
morning phase (03-09 local time) in convection prevails during spring, while
it dominates in the afternoon during summer, over northeastern Argentina.
In turn, Central Argentina presents a nocturnal phase in summer.
The same phase as in spring ¡s showed during the CJEs, while a
maximum at 18UTC¡s centered on Formosa and Concordia during the SALU
No Chaco during the warm season. The SALlJ-No Chaco events present
another maximum during summer at Mendoza, Salta and Neuquén at the
morning synoptic time.
Índice
Tema Página
Capítqu 1: Introducción
1.1. Antecedentes 1
1.2. Aporte Original y Objetivos de Trabajo 11
Capítqu 2: Bases de Datos y Metodologías Utilizadas.Identificación de los eventos SALL]
1. Base de Datos Utilizadas y Metodologías. 14
1.1 Consideraciones sobre los reanálisis 14
1.2 Metodología utilizada en los datos del ERA. 15
1.3 Bases de datos Observadas y Metodologías 17utilizadas.
2. Criterio de selección 19
Capítqu 3:Campos Medios. Características de laPrimavera y el Verano.
3.1. Patrones de circulación en el área 22Sudaméricana
3.2. Flujo en capas bajas 23
3.3. Estructura vertical del viento 25
3.4. Estructura Termodinámica 26
3.5. Flujos y convergencia de vapor de agua 27
3.6. Campos de OLRy precipitación 28
3.7. Variabilidad diurna presente en la estación 29cálida
Capítulo 4: Características de los eventos Chaco ySALLJ No Chaco.
4.1. Identificación de eventos SALLJ
4.2. Patrones de circulación en el áreaSudamericana
4.3. Flujos en capas bajas
4.4. Estructura vertical del viento
4.5. Estructura termodinámica
4.6. Flujos y convergencia de vapor de agua
4.7. Campos de OLRy precipitación
Qpítulo 5: Evolución temporal de los eventos Chacoy SALIJ No Chaco
5.1. Patrones de circulación en capas bajas
5.2. Flujo en capas bajas
5.3. Patrones de circulación en capas altas
5.4. Intensificación de Ia DNOA
5.5. Componentes geostróficas y ageostróficas delviento en capas bajas
5.6. Estructura termodinámica
5.7. Estructura de la precipitación
Capítulo 6: Ciclo diurno de Ia convección
Capítqu 7: Conclusiones
Anexo I: Datos de precipitación acumulada diaria
51
51
52
54
55
56
60
63
104
104
106
107
109
113
114
116
145
154
163
Anexo II: Datos de radiosondeo en Resistencia
Anexo III: Datos de tiempo presente
Anexo IV: Días Chaco y SALU —No Chacoseleccionados
Referencias
202
204
206
213
Ca ítulo 1
Introducción
1. Antecedentes
Sudamérica se encuentra surcada por numerosas cuencas hídricas,
conocer los mecanismos que intervienen en el balance hidrológico de las
mismas es de suma importancia económica y social. En particular, la
cuenca del Río de Ia Plata (indicada en la figura 1.1) se caracteriza por
concentrar el mayor asentamiento económico y humano de nuestro país y
de gran parte de los países vecinos. Esta cuenca provee el agua a las dos
ciudades más grande de la región, San Pablo y Buenos Aires. El 92% de Ia
energía eléctrica de Brasil es producido por numerosas plantas
hidroeléctricas instaladas sobre la región. Estas son algunas de las
razones por Io cual resulta de interés identificar cuáles son los
mecanismos dominantes que transportan calor y vapor de agua hacia esta
región e impactan sobre la precipitación del área.
La precipitación total recibida sobre Ia cuenca del Plata durante la
temporada cálida es modulada por numerosos procesos que poseen
diversas escalas temporales. Estos procesos abarcan desde Ia convección
generada por el calentamiento diferencial en Ia superficie hasta el impacto
de oscilaciones de escala planetaria como El Niño. Lenters and Cook
(1995) utilizando un modelo de circulación general muestra la relación
entre la circulación de gran escala y el impacto sobre la precipitación en
Sudamérica. Según estos autores, los sistemas que tienen el mayor
impacto sobre la Cuenca del Plata son la Zona de Convergencia del
Atlántico Sur (SACZ) y el Alta Boliviana.
La modulación generada por Ia SACZtiene un marcado impacto en la
distribución de la precipitación sobre Sudamérica. La SACZ es una
característica dominante del verano del Hemisferio Sur, puede definirse
como una zona de nubosidad que se centra en 20°S - 400W y se extiende
del punto citado en dirección noroeste - sudeste penetrando en el Océano
Atlántico hacia el sudeste y confundiéndose con la nubosidad del
Amazonas hacia el noreste. La SACZ puede ser claramente detectada en
los campos de radiación de onda larga saliente (OLR) medios para el
verano. Aunque los campos de OLRasociados a la SACZmuestran valores
más débiles que los observados en el Amazonas, los campos analizados de
Xie y Arkin (1997) o los modelados por diferentes centros como es el caso
de los reanálisis del NCEP o los reanálisis del ECMWF(ERA) muestran que
la precipitación generada en la región de la SACZes tan importante como
la producida en el Amazonas o en la Zona de Convergencia Intertropical
(ITCZ).
Existen diversos trabajos que investigan Ia variabilidad de la SACZen
diferentes escalas espacio-temporales y su relación con el flujo al este de
los Andes y la convección en el Amazonas.
Mientras Quadro (1996) seleccionó eventos SACZ que duraban
apenas un día, otros autores han definido a la SACZ como la posición de
un frente climatológico durante la estación cálida (Kodama, 1989).
Figueroa et. al. (1995) utilizando el modelo ETA encontró que Ia
SACZ tiene una relación con la convección en el Amazonas, y que Ia
formación de una región de convergencia sobre Ia zona de la SACZ se
manifiesta 12-18 horas después de un extremo en Ia actividad convectiva
en el Amazonas. Este resultado indicaría que la SACZ tiene una
variabilidad diaria inducida por la convección.
Nogués-Paegle y Mo (1997) utilizando datos del reanálisis del NCEP,
estudiaron una oscilación en las condiciones secas y húmedas sobre Ia
región tropical y subtropical al este de los Andes en Sudamérica durante el
verano. La selección de estos eventos se realizó utilizando el método de
funciones ortogonales empíricas. En esta oscilación juegan un rol
dominante Ia presencia de un flujo del sector norte en niveles bajos al
este de los Andes y Ia SACZ. Cuando Ia SACZ se encuentra debilitada, el
flujo al este de los Andes se intensifica y se observan anomalías positivas
de precipitación sobre la región norte de Argentina, Paraguay, sur de
Brasil y Uruguay (de ahora en adelante SEAREA, indicada en la figura
1.1). Por el contrario, cuando la SACZ se encuentra intensificada la
precipitación se ubica principalmente en el centro de Brasil y se extiendehacia el mar. Estas oscilaciones se presentan en una escala de 30-60 días
y plantea la relación existente entre la SACZ y la Oscilación de Madden —
Julian (MJO). Los autores encuentran que una extensión hacia el sur yreforzamiento de la SACZ es seguida por un aumento de la convección
tropical en el Pacífico Central, observándose condiciones secas en el
Pacífico oeste y el continente marítimo (zona de Ia Zona de Convergencia
del Pacífico Sur, SPCZ). Nogués-Paegle et. al. (2000) retoman esta idea
con el objeto de demostrar la existencia de esta relación entre la SPCZ y
la SACZ. Con este fin utilizan anomalías de OLRfiltradas para un período
de 10 - 90 días. Los autores muestran que Ia principal variabilidad de los
eventos SACZse encuentra relacionada con la onda 40 (36-40 días) que
explica el 34% de la varianza, mientras que la onda 22 (22-28 días) sólo
explica el 26%. La onda 40 muestra que un aumento (disminución) de laconvección sobre Ia zona de Ia SACZ está en fase con un aumento
(disminución) en la convección sobre el Pacífico central y una clara
disminución de la convección sobre la zona de la SPCZ, este resultado
confirma lo encontrado previamente por los mismos autores. Por otra
parte Ia onda 22, muestra anomalías negativas de OLRsobre la zona de la
SPCZ. La onda 40 y 22 se cancelan entre sí sobre la región de la SPCZ,
dando una respuesta muy débil, mientras que están en fase sobre el área
de la SACZ. La onda 40 muestra un patrón asociado a Ia oscilación de
Madden - Julian mientras que la onda 22 muestra un tren de ondas
baroclínicas que se desplaza desde la región de la SPCZ hacia la SACZ. De
este análisis resulta que estos sistemas se ponen en fase y por lo tanto
refuerzan la señal en el área de Ia SACZ mientras que se encuentran en
fases opuestas sobre el área de Ia SPCZ dando así una señal debilitada. Es
importante destacar que los autores remarcan que el 25% de los eventos
SACZno son explicados por ninguna de estas ondas que ellos estudiaron,
lo cual sugiere que Ia SACZpuede ser disparada por otras condiciones quelas asociadas a estos modos de escala intraestacional.
A diferencia de los trabajos anteriormente descriptos, Liebmann et.
al. (1999) seleccionan los eventos SACZutilizando una técnica diferente al
método de funciones ortogonales empíricas. Los autores promedian el
campo de anomalías de OLRsobre una caja comprendida por los 20-3008
y 40-3000 y correlacionan los valores medios de OLRen esa caja con elresto de las variables estudiadas. Durante los eventos hallados se observa
que la intensificación de la SACZ, en una escala inferior a los 30 días, está
relacionada a una perturbación que se desplaza desde latitudes
extratropicales propagándose desde el Pacífico central. El ascenso
garantizado por la presencia de un frente frío y la advección de vorticidad
en niveles altos, combinado con la presencia de advección de humedad
desde el Amazonas genera la zona de convección. Cuando la SACZ está
desarrollada el Amazonas y el Anticiclón del Atlántico proveen humedad,
mientras que cuando la SACZse encuentra debilitada el flujo de vapor se
dirige hacia el sur generando Ia convección en 30°S aproximadamente.
Este trabajo aporta una de las primeras evidencias observacionales de los
campos de precipitación asociados a estos eventos, ya que en los
anteriores trabajos sólo se muestran campos de precipitación generados
por modelos de circulación general o campos de OLR.
Barros et. al. (2000) y Anderson et. al. (2000) relacionan el impacto
de Ia temperatura del Océano Atlántico tropical y subtropical sobre la
localización del área de precipitación asociada a Ia SACZ. Es interesante
señalar que si bien las metodologías son diferentes ambos trabajos
encuentran que Ia SACZ se desarrolla hacia el sur y hacia el oeste de su
posición media cuando existen anomalías positivas en la temperatura de
la superficie del mar (SST) alrededor de los 25°S cerca de Ia costasudamericana.
Ropelewski y Halpert (1996) han identificado a Ia SEAREAcomo una
región afectada por un exceso de precipitación durante los años Niño, lo
que manifiesta otro condicionante en la formación de precipitación sobre
la región y su relación con Ia SACZ y el flujo al este de los Andes.
Numerosos trabajos muestran que la posición del Alta Boliviana está
principalmente determinada por la liberación de calor latente asociada a la
precipitación en el Amazonas (Silva Díaz et. al.,1983; Gandu y Geisler,
1991; entre otros). La posición relativa del Alta Boliviana muestra un
impacto en la precipitación de la zona del Altiplano boliviano, la cara este
de los Andes tropicales y la SACZ. Vera y Vigliarolo (2000) muestran una
relación existente entre la posición del Alta Boliviana y la posición de las
regiones de precipitación. Cuando el Alta Boliviana se encuentra
desplazada hacia el oeste de su posición media se observa una
intensificación de la precipitación sobre el área de Ia SACZ, en tanto que
cuando se localiza hacia el este la precipitación tiende a desarrollarse
sobre el Altiplano boliviano.Estos estudios muestran en todos los casos una relación existente
entre la precipitación asociada sobre la zona de la SACZ y la precipitación
sobre la SEAREAy una estrecha vinculación con el flujo en niveles bajos.
Las escalas que afectan esta relación van desde la escala diaria hasta la
interanual, mostrando una importante manifestación en la escala
sinóptica.
En los estudios mencionados anteriormente se discute la presencia de
un flujo del norte en capas bajas al este de los Andes y su relación con Ia
SACZ. Las primeras evidencias observacionales de este flujo fueron
señaladas por Lichtenstein (1980) y Virji (1981). El primero utilizó datos
observados de altura y superficie y asocia esta corriente con la circulación
en capas bajas en la región de Ia Depresión del Noroeste Argentino. Por su
parte Virji (1981) mostró a través de datos de satélite para seis días del
mes de enero de 1979 Ia presencia de un flujo del norte en niveles bajosde Ia atmósfera.
Diversos estudios han explorado Ia existencia de corrientes en chorro
en capas bajas inmersas en masas de aire de origen tropical, que se
extienden a lo largo de barreras montañosas. Esta temática reviste
especial interés dado el transporte de calor y humedad asociados y la
convergencia en niveles bajos a la salida de la corriente en chorro. El
pronóstico correcto de la convergencia en niveles bajos es esencial para
un adecuado pronóstico de la convección. EI avance en el modelado
numérico en escala regional y en la mesoescala ha permitido una mejora
en la habilidad de pronosticar la convección. La mayor resolución
horizontal y vertical, y la mejora en la física de los modelos permiten
simular la presencia de corrientes en chorro en capas bajas y de este
modo mejorar el pronóstico.
La corriente en chorro en capas bajas (LU) puede definirse como un
máximo de la velocidad del viento que ocurre en los niveles bajos de la
troposfera. Este máximo de viento es un fenómeno perteneciente a Ia
escala meso B (Orlanski, 1975), se encuentra típicamente ubicado a 2 km
de altura y se caracteriza por dimensiones horizontales del orden de los
20 hasta los 200 km en la dirección transversal y con una escala sinóptica
en la dirección del flujo. Esta corriente en chorro juega un rol dominante
en el transporte de calor y humedad provenientes de latitudes tropicales
hacia regiones extratropicales. Asimismo se caracteriza por presentar una
marcada cortante vertical del viento a partir del nivel de máxima
intensidad por lo que el perfil vertical adquiere Ia forma característica de
chorro o jet.
Este fenómeno ocurre en diversos lugares del mundo, típicamente a
sotavento de cordilleras montañosas, donde existen fuertes gradientes de
temperatura o humedad en la superficie, o bien donde se observan fuertes
contrastes tierra —mar o tipos de suelo. Es un proceso más frecuente
durante los meses de primavera y verano. Se caracteriza por un
importante transporte de temperatura y humedad tanto en la horizontalcomo en la vertical Io cual favorece el desarrollo o intensificación de
convección profunda corriente abajo del máximo.
Sobre las Grandes Planicies Centrales de Estados Unidos se produce
una corriente en chorro en niveles bajos que transporta calor y humedad
desde la región del mar Caribe. Este LLJ se caracteriza por mostrar un
marcado ciclo diurno y por su papel regulador de la convección nocturna
sobre el centro del los Estados Unidos (Wallace, 1975).
Este sistema dinámico ha sido extensamente estudiado durante más
de 40 años en distintas regiones geográficas, Stensrud (1996) sintetiza los
resultados de más de 90 trabajos sobre esta temática y Paegle (1998)
presenta una revisión de estos sistemas con énfasis en el continentesudamericano.
Varias teorías dinámicas han sido desarrolladas con el objetivo de
avanzar en el conocimiento de la corriente en chorro que se produce en
las Grandes Planicies de los Estados Unidos. Estas teorías se centran
fundamentalmente en Ia oscilación diaria del viento. Los primeros
mecanismos propuestos, asociados a la dinámica de la capa límite
atmosférica, incluyen Ia oscilación diaria de Ia turbulencia (Blackadar,
1957) y la oscilación del efecto de calentamiento y enfriamiento radiativo
en presencia de un terreno en pendiente (Holton, 1967). La combinación
de los dos efectos ha sido estudiada por Bonner y Paegle (1970).
Esta relación entre Ia presencia del LL], la dinámica de la capa límite
planetaria y la presencia de topografía es Io que diferencia a esta corriente
de los vientos fuertes en capas bajas asociados a sistemas de escala
sinóptica y que generalmente presentan fuertes cortantes horizontales enel viento sin necesariamente mostrar una cortante vertical. A diferencia de
los primeros, este tipo de eventos (estudiados por Uccellini y Johnson,
1979) se diferencian por presentar una oscilación diaria débil y por
extenderse por encima de Ia capa límite planetaria. Asimismo, se
encuentran ubicados en Ia región de salida de una corriente en chorro de
capas altas y el LL] corresponde a la rama inferior de una circulación
secundaria ageostrófica.
La elección de un criterio de identificación del LLJ y los umbrales de
las variables utilizadas en el mismo requiere que el fenómeno haya sido
previamente documentado observacionalmente en la región de estudio y
preferentemente se conozcan los mecanismos físicos que controlan en esa
región su estructura espacial, su formación y variabilidad temporal. La
limitación en Ia caracterización observacional de este fenómeno en
distintas regiones geográficas del mundo, la imposibilidad de una
definición universal de LL] y la diversidad de objetivos que se persiguen
en las investigaciones han dado a lugar a distintos criterios de
identificación del LL]. Ray (1986) define al LL]como una corriente intensa
(|V| > 12 m/s) que presenta su máxima intensidad de viento en los
niveles bajos de Ia atmósfera, estrecha (ancho/largo < 1/2) y con una
importante cortante vertical (d|V|/dz > 5 - 10 m/s entre el máximo y el
mínimo del viento). Una mayor precisión ha sido dada por Bonnner (1968)
y posteriormente utilizada extensamente en Ia literatura.
Las primeras evidencias observacionales de la presencia del Ll_len
Argentina fueron mostradas por Fernández y Necco (1982, 1985) y
Fernández (1990), donde a través de datos de radiosondeos en
Resistencia y Córdoba se observa Ia presencia de un máximo cercano a los
800 hPa durante el mes de enero. Inzunza (1991) e Inzunza y Berri
(1990) utilizando observaciones de radiosondeo y globos piloto durante
dos años muestran que el máximo del viento cercano a superficie se
presenta cercano a las OOUTCen la zona de Salta, mientras que en
Resistencia ocurre preferentemente a las 12 UTC.
Douglas et al (1999) utilizando datos de reanálisis del NCEP y
observaciones de globo piloto en Ia zona de Bolivia revelan diferencias en
la variabilidad estacional y en Ia altura del máximo entre Ia corriente en
chorro al este de los Andes y el de las Grandes Planicies que no sonfácilmente reconocibles en Sudamérica. Una de las incertidumbres se da
en el horario de Ia ocurrencia del máximo del viento en niveles bajos
dadas las limitaciones en realizar sondeos con globo piloto durante Ia
mañana a causa de Ia nubosidad baja reinante en la región. Marengo et al
(2001) muestra para el año 1999 la presencia de eventos SALL]y eventos
en los cuales se desarrolla una corriente en chorro en capas bajas del sur.
En este trabajo se utilizaron tanto información de PACS-SONET como
información del proveniente del experimento LBA.Los autores muestran
también la incertidumbre sobre el ciclo diario presentado por ambos jets
dada la falta de observaciones.
El primer trabajo que identifica la ocurrencia de corrientes en chorro
en capas bajas a partir del uso de análisis generados por modelos de
circulación general en Sudamérica fue desarrollada por Sugahara et. al.
(1994), quienes adaptaron el criterio 1 de Bonner de clasificaciónutilizando los análisis del European Center Mediun Weather Forecast
(ECMWF)con baja resolución espacial (2.5 x 2.5° en latitud y longitud),
determinando dos centros principales de máxima ocurrencia de presenciade LL] donde se verificaba el criterio seleccionado a través de los. El
primero de estos dos máximos se extiende sobre las planicies centrales de
Argentina y está centrada en 17°S-63°W, este máximo a partir de ahora
será llamado SALL]. La segunda zona se encuentra centrada en 20°5
40°W y se asocia con la Zona de Convergencia del Atlántico Sur (SACZ).
La frecuencia de ocurrencia en este caso es muy inferior a la mostrada enel máximo localizado inmediatamente al este de los Andes.
La aplicación de un modelo de alta resolución, a los fines de
identificar los eventos SALL]ha sido abordada por primera vez por Saulo
et. al. (2000). Estos autores utilizaron los productos del modelo regional
ETA con alta resolución horizontal y vertical, corrido en forma operativa
durante la temporada cálida de 1997-1998. La detección de los eventos
SALL]se realizó adaptando el criterio de Bonner 1 a la resolución vertical
del modelo ETA, al igual que Sugahara et al. (1994) encuentran la
presencia de una corriente del norte al este de los Andes centrada en la
zona cercana a Santa Cruz de Ia Sierra, Bolivia (17°S-63°W) que alcanza
su máxima intensidad durante los meses de Diciembre y Enero. La
estimación del balance de humedad en una región que incluye a la cuenca
del Río de Ia Plata muestra una convergencia neta de humedad
principalmente explicada por el flujo del norte sobre la cara norte de la
región.
Nicolini y Saulo (2000), utilizando el mismo conjunto de datos que
Saulo et al (2000), caracterizaron los eventos de jet en capas bajas al
este de los Andes que penetran hasta 25°S desde su posición máxima
media cercana a Santa Cruz de la Sierra, a los cuales llamaron casos
“Chaco Jet”. El nombre fue elegido porque el flujo del norte atraviesa la
región del Chaco paraguayo y argentino. Los autores caracterizaron loseventos durante la temporada cálida de 1997-1998 mostrando que los
eventos Chaco Jet transportan eficientemente humedad desde latitudes
bajas a altas y actúan como forzante de la generación de precipitación en
la región de salida del jet. Los autores muestran que estos eventos
corresponden a la fase cálida de una incursión de aire frío durante la
temporada cálida, también mostrado por Garreaud (2000).
Paegle et al. (1982) y Nogués-Paegle (1981) analizaron el ciclo
diurno de Ia actividad convectiva, durante cinco años sobre Argentina.
Estos estudios mostraron un aumento durante la noche de la ocurrencia
de la convección sobre el centro de la Argentina y una variación de fase a
Io largo del meridiano de 64 °O y una ausencia de variación de fase en la
zona al este de los Andes. Nicolini et. al (1987) proponen que el fuerte
ciclo diurno en los movimientos verticales en la capa límite planetaria se
deben a las oscilaciones diarias asociadas al empuje producido por el
contraste térmico generado por la presencia de los Andes.
Velasco (1994) mostró que la formación de complejos convectivos de
mesoescala ocurre fundamentalmente durante las horas de Ia noche y en
los meses de verano. La relación existente entre el LLJ y la actividad
convectiva ha sido ampliamente estudiada en relación a los complejos
1980). El
composición de 10 casos sobre las Grandes Planicies de Estados Unidos de
convectivos de mesoescala (Maddox, autor realizó una
América, encontrando que el LL] es una característica recurrente del
entorno en el cual los complejos convectivos de mesoescala (MCC) sedesarrolla tanto en Ia fase inicial como durante su fase madura. Fuerte
convergencia en niveles bajos, advección caliente y movimientos deascenso son los mecanismos en el ambiente en el cual se encuentra
inmerso el LL] antes del desarrollo del MCC. En un caso de MCC sobre el
Río de Ia Plata (Torres y Nicolini, 1999), al igual que Maddox (1980) sobre
II)
USA, observan que la presencia del LL] es una condición imprescindible
para la formación de MCCsobre esta región. En este trabajo se muestra
que la región de salida del jet, esta caracterizada por una fuerte
desasceleración, la cual origina una fuerte convergencia de vapor a la
salida del LLJ, convirtiéndose el LL]en uno de los mecanismos disparador
de los mesosistemas. Otra cuestión hallada en estos trabajos que muestra
Ia importancia entre la relación entre los MCCsy el LL], está dada por el
rol que cumple el LL]en la fase de disipación, en Ia cual no se encuentra
presente y el entorno del MCCes sometido a condiciones de divergencia,
advección fría y movimientos preponderantemente de descenso.
2. Aporte original z Obietivos del trabaio
A pesar de la presencia de numerosos trabajos relacionados con la
circulación en capas bajas sobre Sudamérica, anteriormente mencionados,
son pocos los que enfocan la caracterización del LL] al este de los Andes.
Estos antecedentes se centran ya sea en períodos muy cortos de tiempo
(Saulo et. al, 2000 y Douglas et. at., 1999) o bien utilizan datos que
poseen baja resolución horizontal (Sugahara et. a,1994, Wang y Paegle,
1996, Nogués-Paegle y Mo, 1998, Liebmann et. al 1999, entre muchos
otros). Por otra parte, Inzunza (1991) tiene un enfoque
fundamentalmente local al caracterizar la estructura vertical del viento y
del transporte meridional de vapor de agua a partir de observaciones enSalta y en Resistencia durante los años 1973-1974.
Esta Tesis persigue avanzar en el estudio de la corriente en chorro en
capas bajas utilizando los campos de reanálisis con la mejor resolución
horizontal disponible hasta el momento y abarcando un extenso períodode tiempo.
Los aportes originales de este estudio consistirán en:
Identificar los eventos extremos de corriente en chorro en capas
bajas que afectan el norte de nuestro país durante la estación
cálida en el período 1979-1993.
Estudiar y ampliar el conocimiento climatológico y sinóptico de los
eventos extremos de corriente en chorro en capas bajas.
Afianzar y cuantificar la relación existente entre el LL] y la
precipitación sobre el nordeste y centro de Argentina, sur de Brasil
Paraguay y Uruguay.
Avanzar en el conocimiento del ciclo diurno del LL] y su relación
con la convección sobre la Argentina
E aporte de esta Tesis a un mayor conocimiento de los procesos
asociados a la generación de precipitación sobre el nordeste y centro de
nuestro país tiene como objetivo final mejorar los pronósticos de
precipitación sobre la región. Asimismo, una caracterización climática de
esta corriente en chorro sería de utilidad en la planificación de futuros
experimentos de medición o mejoras en Ia red observacional, tendientes a
resolver la incertidumbre actual y lograr documentar un fenómeno hastael momento deficientemente observado.
255
305'
355
505'
60%.
1.1:
corresponden a Ia elevación del terreno de 200, 400, 800, 1600 y 3200 m.
EI rectángulo corresponde a la región del Sudeste de Sudamérica
(SEAREA).
Figura Las líneas de contornoTopografía de Sudamérica.
Ca ítulo 2
Bases de Datos y Metodologías Utilizadas.Identificación de los eventos SALLJ
Este capítulo ofrece una breve explicación de las bases de datos
utilizadas, que son ampliamente desarrolladas en los Anexos
correspondientes a esta Tesis.
Se exp/¡ca el criterio de selección elegido para la caracterización delos eventos de corriente en chorro en capas bajas al este de los Andes enSudamérica. Se introduce la definición de eventos Chaco Jet, como un
subconjunto de los eventos corriente en chorro en capas bajas al este de
los Andes en Sudamérica que tienen un mayor impacto sobre la región
noreste de Argentina, Paraguay, Uruguay y Sur de Brasil.
1. Bases de Datos Utilizadas z Metodologías
1.1 Consideraciones sobre los reanálisis.
Numerosos son los cuestionamientos en la utilización de datos
generados por análisis de modelos. Ghan y Bian (1996) se preguntaron si
los modelos de circulación general eran capaces de simular el LLJsobre
las Planicies Centrales de EEUU. Los autores compararon el análisis del
ECMWF(en su versión anterior al actual reanálisis) con el análisis del
National Center for Atmospheric Research Comunity Climate Model
(CCM2) con Ambos modelosla misma resolución horizontal. logran
simular adecuadamente Ia intensidad y Ia hora de ocurrencia del máximo
del LL], pero ambos modelos tienden a generar mayor cantidad de casos
de LL] durante las horas nocturnas y presentan dificultades en simular
correctamente la nubosidad y la precipitación asociada. Estos resultados
pone de manifiesto las limitaciones impuestas al uso de un análisis
generado por un modelo de circulación general.
Anderson y Arritt (2001), en un trabajo más actual, han investigadolos beneficios de usar los reanálisis del NCEPpara simular correctamente
la localización y el campo espacial de la frecuencia de LL]sobre la misma
región comparando los resultados del reanálisis con observaciones de
viento obtenidas con perfiladores durante el verano del Hemisferio Norte.
La comparación de los campos analizados a las 06 y 12 UTC con las
observaciones mostró que los casos de LL]que verificaron el criterio 1 de
Bonner resultaron correctamente simulados. Sin embargo, una gran
discrepancia surge a las 06 UTCpara los casos que verificaban el criterio 2
y 3 de Bonner.
Estos resultados refuerzan el hecho de que los reanálisis deben ser
utilizados con precaución, particularmente en las regiones donde los datos
son escasos. La región sudamericana atravesada por los eventos de LL]
tiene una red observacional deficiente. En este sentido, se debe tener
cuidado en las conclusiones generadas a partir del uso de este tipo debases de datos.
Actualmente, los reanálisis constituyen el único conjunto de datos
completo que posibilita Ia caracterización de eventos en la escala regional
a planetaria. Estos argumentos han llevado a Ia comunidad científica a
avalar el uso generalizado de las bases de datos generadas a partir de
análisis de modelos de circulación general.
1.2 Metodología utilizada en los datos ERA.
En este trabajo se utilizaron los reanálisis del ECMWF (ERA),
disponibles en las 4 horas sinópticas principales (00, 06, 12 y 18 UTC)
sobre una retícula gaussiana N80, que equivale a una resolución espacial
de aproximadamente 1.1250 en latitud y de 1.1250 en longitud. Los 17
niveles de presión disponibles del modelo son: 1000, 925, 850, 775, 700,
600, 500, 400, 300, 250, 200, 150, 100, 70, 50, 30 y 10 hPa. Para este
análisis se utilizaron los datos correspondientes a los meses de primavera
y verano del Hemisferio Sur durante el periodo 1979-1993. Se definió la
primavera y el verano como el periodo que abarca los meses: Setiembre,
Octubre y Noviembre, y Diciembre, Enero y Febrero, respectivamente.Estos datos conforman una base cuatridimensional en el espacio y
tiempo. El análisis es generado en forma consistente en donde lasvariables han sido asimiladas y luego consistidas a través del sistema
atmosférico de ecuaciones que utiliza el modelo global del ECMWF.
Las variables que integran esta base de datos son: altura gepotencial
(mgp), temperatura (°K), humedad relativa (%), velocidad vertical (Pa s'
1) y componentes meridional y zonal del viento (m s'l). Una completa
descripción de estos datos se encuentra disponible en Gibson et. al.
(1996, 1997)
Este análisis asimila datos provistos por radiosondeos, por satélites
(perfiles verticales de temperatura, humedad y viento) y algunas variables
de superficie como la SST y la cobertura de hielo en los mares,
provenientes de otros modelos globales.
En el año 1986 se detectó una de las mayores deficiencias de los
datos del ERA.Cerca del borde oeste del Amazonas el modelo no es capaz
de generar nubosidad convectiva y cerca del suelo las variables presentan
características secas y cálidas. Este problema es consecuencia de tres
factores, la asimilación de datos de humedad, la compensación por la
marea semi-diurna de presión y el esquema de relajación del agua en el
suelo. A fin de solucionar este problema se incorporaron observaciones
SYNOPcorrespondientes a estaciones de superficie, estas estaciones son
las únicas estaciones de superficie que ingresan al análisis.
Las variables derivadas calculadas en el presente trabajo son la
humedad específica y Ia temperatura potencial equivalente la cual fue
calculada utilizando el método sugerido por Bolton (1980).
En varios capítulos de esta tesis se examina eI flujo de vapor
integrado en Ia vertical (vector Q ), el cual es definido como:
Q=jíïw (oPt 9
donde q es la humedad especifica, V es el vector viento y g la
gravedad. La integración vertical se calcula a través de una integral
trapezoizal desde 1000 hPa hasta 70 hPa, promediando las cuatro horas
disponibles en el modelo.
Con el objetivo de cuantificar el aporte de humedad producido por
eventos estudiados en la región que contiene a toda la zona central de Ia
cuenca del Río de la Plata se calculó la divergencia del vector Q en la
región comprendida por los paralelos 20 - 40°S y los meridianos 45 - 64°
(rectángulo indicado en la figura 1.1) utilizando la ecuación:
¡V.QdA=;©.nhI (a
donde L representa la curva que bordea al área A, y n es un versor normal
a la curva. Se dividió a la atmósfera en tres capas verticales: alta (500,
400, 300, 250, 200, 150 y 100 hPa), media (775, 700 y 600 hPa) y baja
(1000, 925 y 850 hPa) con el objetivo de poder comparar los aportes de
las distintas capas y en las distintas caras de la caja seleccionada.
Los campos medios durante el verano y durante los eventos
particulares estudiados se promediaron sobre las cuatro horas del modelo,
con el objetivo de retener las características principales de la escala
sinóptica. Excepto en los casos donde se analiza la variabilidad diurna,
este promedio no ha sido realizado y será indicado en las secciones y/o
figuras correspondientes.
1.3 Bases de datos Observadas y Metodologías utilizadas
La segunda base de datos utilizada en este trabajo consiste en los
campos OLRgenerados a partir de las órbitas diurnas y nocturnas de los
satélites de órbita polar pertenecientes a la National Oceanic and
Atmospheric Administration (NOAA) Estos datos son producidos por la
NOAAy el NCEP siendo de libre acceso a través de la página web del
Climate Diagnostic Center (www.cdc.noaa.gov). Una completa descripciónde estos datos se encuentra disponible en Liebmann y Smith (1996). Los
datos utilizados corresponden al periodo 1979-1993 durante los meses de
primavera y verano.
La tercera base de datos proviene de una extensa red de estaciones
pluviométricas localizadas en Argentina, Brasil, Paraguay, Uruguay y
Bolivia. La figura 2.1 nos indica la distribución de las estaciones utilizadas
y sus respectivas fuentes. La red está formada por un total de 1305estaciones distribuidas en forma no homogénea en los diferentes países
mencionados. La red está compuesta por 191 estaciones en Argentina, 2
en Bolivia, 22 en Uruguay, 6 en Paraguay, 1026 en Brasil y 58 estaciones
adicionales en Argentina y Uruguay pertenecientes a la red de medición de
Salto Grande. Una mayor descripción de la ubicación, la calidad de la
información y la extensión temporal de las estaciones se encuentra
descripta en el Anexo I.
Estos datos han sido interpolados a una grilla de 2° de latitud —
longitud utilizando el método de kriging (Ferreira, 2002). Se han obtenido
campos interpolados para cada día de la estación cálida. A partir de esta
base de datos interpolada a latitudes y longitudes constantes se calcularon
los campos acumulados para los eventos a estudiar y los camposestacionales.
La cuarta base de datos consiste en radiosondeos de la estación
Resistencia a las 12 UTC del periodo 1979-1993 durante los meses de
primavera y verano. La calidad de la información y el método de
interpolación vertical utilizado son descriptos en el Anexo II.
Por último, se han utilizado en este estudio los datos
correspondientes al tiempo presente en las cuatro horas sinópticas
principales (00, 06, 12 y 18 UTC) del código SYNOP en 25 estaciones
sinópticas en Argentina (figura 2.2). Las estaciones utilizadas sonenumeradas en el Anexo III.
2. Criterio de selección
Se definió un criterio de selección de eventos SALL]similar al Criterio
1 de Bonner con el objetivo de poder caracterizar los estos eventos. El
criterio ha sido adaptado a la resolución horizontal y vertical de los datos
del ERA.
El criterio requiere que al menos en una de las cuatro horas
disponibles se cumpla:i. el máximo de la intensidad del viento (IVI) en 850 hPa e
inmediatamente al este de los Andes debe ser mayor o igual a 12 m/s.
la componente meridional debe ser del norte. Esta región debe estarubicada inmediatamente al este de Ia cordillera de los Andes y no
extenderse al este de 55°W.
ii . la diferencia de las velocidades del viento entre 850 y 700 hPa debe
ser mayor o igual a 6 m/s en algún lugar de la región abarcada por la
isotaca de 12 m/s.
Dentro de este conjunto de casos seleccionados se identifican los días
denominados Chaco Jet por Nicolíni and Saulo (2000), con el objetivo de
poder estudiar los eventos extremos de transporte de humedad desde
latitudes tropicales hacia las planicies centrales de América del Sur, con
un criterio adaptado a los datos del ERA.El criterio es el siguiente:
i. el máximo de Ia intensidad del viento (IVI) en 850 hPa e
inmediatamente al este de los Andes debe ser mayor o igual a 12 m/s,
estar centrado en latitudes tropicales y extenderse hasta 25°S.
la componente meridional debe ser del norte y mayor a la
componente zonal en toda Ia región encerrada por Ia isotaca de 12
m/s. Esta región debe estar ubicada inmediatamente al este de la
cordillera de los Andes y no extenderse al este de 55°W.
iii. idem requerimiento iii) usado en Ia definición de los eventos SALU.
Se define como Evento Chaco Jet (CJE) al episodio que cumple el
criterio durante uno o más días consecutivos. Es importante notar en esta
sección, ya que en los capítulos posteriores se observarán los campos
promediados diariamente, que en todos los días Chaco Jet el máximo
ocurrió a las 06 o a las 12 UTC, en ninguna ocasión se identificó un día
Chaco Jet por cumplirse el criterio solamente a las OOUTCo 18UTC. Por
esta razón los campos medios diarios de los CJEs en general tienen una
menor intensidad a Ia requerida por el criterio adoptado.
En este trabajo interesa describir las características de escala
sinóptica asociadas a los ensambles de CJE. Con este fin se calcula el
promedio de las variables en los días que integran cada CJE a fin de
garantizar Ia independencia de los eventos.
La anomalía de los ensambles CJE es determinada respecto al
promedio de las 15 primaveras o veranos respectivamente. Con el
objetivo de conocer el nivel de significancia de las anomalías estudiadas,
se ha calculado el test de Student con un 95% de significancia. En los
capítulos siguientes las regiones significativas al 95% serán mostradas en
los diversos campos de anomalías.
20
Figura 2.1: Distribución- de la red de estaciones
pluviométricas.-15-l
_ Fuentes de lainformación:
+ SMN- Argentina—oDINAC - Paraguay
o DNM- UruguaySalto Grande —
_ Argentina yy Uruguay
o INMEI‘ - Brasilo ANEEL - Brasil
ie o San Pablo —Brasilo SENAMHI - Bolivia
-25_
—75 -7o Jás -60 -55 -50 ¿5 .4’0
JS -70 615 -60 -515FJ CD
.25-4
-30
35
-40
Figura 2.2: Distribución de las 25 estacionespertenecientes al Servicio MeteorológicoNacional Argentino utilizadas para el estudio deltiempo presente.
2]
Ca ítulo 39mmEstructura dinámica y termodinámica de la
estación cálida.
Este capítulo describe las características medias de la estación cálida
del Hemisferio Sur. Los campos medios de las variables estudiadas
reproducen los patrones relevantes descriptos anteriormente pornumerosos autores y mencionados en la Introducción. En capítulos
posteriores el análisis se centrará en los campos de anomalías generados
a partir de los campos aquí mostrados que podrán ser utilizados como
referencia para futuras comparaciones.
3.1. Patrones de circulación en el área Sudaméricana
Los campos medios del geopotencial de 1000 hPa de Ia estación
cálida (Figura 3.1) muestran Ia presencia dominante de los Anticiclones
subtropicales del Atlántico y el Pacífico Sur. Un máximo relativo centrado
en la zona de la provincia de Buenos Aires es notable durante la
primavera, el cual puede estar asociado a los antíciclones post-frontales,
más recurrentes durante la primavera que en el verano (Minetti y Vargas,
1983).
La baja del Chaco aparece durante el verano centrada en 25°S —
64°O (Schwerdfeger, 1976) mostrando una extensión hacia el sur que se
asocia con Ia Depresión del Noroeste Argentino (Lichtenstein 1980, de
ahora en más llamada DNOA).
La circulación en niveles altos (figura 3.2) muestra la presencia de Ia
Alta Boliviana durante toda Ia estación cálida (Lenters and Cook, 1997).
22
Ubicada principalmente sobre el sector oeste del Amazonas durante los
meses de primavera y sobre el Altiplano Bolivianoen los meses de verano.También se destaca en latitudes ecuatoriales Ia presencia de la vaguada
en el nordeste de Brasil, este patrón está débilmente insinuado en el mes
de Setiembre y alcanza su máxima expresión en el mes de Enero. A partir
del mes de Noviembre y durante todo eI verano, se observa un importante
flujo del sur sobre el centro de Brasil, generado por el sector este de la
Alta Boliviana y la fuerte intensidad de la vaguada.
El sur del continente se encuentra dominado por vientos del sector
oeste, donde se destaca claramente el desplazamiento hacia eI sur de la
corriente en chorro de niveles altos a medida que transcurre Ia estación
cálida (Hurrel et al 1998).
3.2. Flujo en capas bajas
EI flujo medio en 850 hPa durante los meses de primavera y verano
se presenta en la figura 3.3. Durante los meses de primavera y verano se
observa la presencia de vientos alisios intensos en la costa nordeste de
Sudamérica. A medida que se transcurre desde los inicios de la primavera
a finales del verano, se observa la rotación de la dirección del viento
desde el sector sudeste hasta el sector noreste acorde aI desplazamientode Ia ITCZ hacia el sur.
Los alisios penetran en el continente sobre Ia cuenca Amazónica, y
giran anticiclónicamente, adquiriendo dirección noreste al alcanzar Ia
pendiente oriental de los Andes. Esta corriente del noroeste se intensifica
hacia fines primavera y los meses de verano.
Un máximo en la intensidad del viento se encuentra presente durante
toda la estación cálida ubicado cerca de STA. Este máximo presenta su
mayor intensidad durante el mes de Octubre, con valores superiores a los
8 m s'l. A partir de este máximo se observa una penetración del flujohacia el sur en las estribaciones de Ia cordillera de los Andes con una claraorientación norte —sur.
El flujo presenta una intensidad constante durante los meses de
primavera, mientras durante el verano se observan dos máximos. Uno a
partir de STA con una orientación Noroeste — Sudeste y un máximosecundario sobre el centro de Argentina.
Un débil máximo secundario sobre el eje de los 40°O se presenta
sobre el borde oriental del Anticiclón Subtropical del Atlántico notable sólo
durante los meses de verano.
La variabilidad en Ia posición del máximo de Ia componente
meriodional del viento en un punto cercano a STApuede ser observada en
dos gráficos tipo Hovmóller que muestran la variaciones interanuales del
campo medio y su anomalía durante la primavera y el verano (Figuras 3.4
y 3.5 respectivamente).
Durante la primavera, se observa que no existe una variabilidad
importante en la posición del máximo cercano a 18°S. Por otra parte,
existe una gran variabilidad en la penetración hacia el sur del flujo del
norte. Se observa dos períodos con comportamientos diferentes, desde
1979 hasta 1987 en el cual el flujo penetró hasta los 28°S sin variaciones,
mientras en el periodo 1988-1993 donde la penetración hacia el sur fue
más débil. Estos resultados pueden apreciarse también en el campo de
anomalías donde se observan valores negativos durante los ocho primeros
años del período y valores positivos en el resto del período estudiado.
Durante el verano, se observa que el flujo del norte no logra penetrar
en forma tan intensa como en la primavera, sólo alcanza los 26°S durante
los años con comportamiento extremo. Por otra parte, se presenta una
mayor variabilidad de la posición del máximo de la componente meridional
del viento, dentro de la franja entre 12°S y 22°S. También se observa una
variabilidad en la intensidad del máximo, con valores que rondan entre los
4 m s'1 y los 9 m s'1, con excepción del verano de 1979 en cual el máximo
se encuentra ausente. Además, es interesante notar la presencia de una
periodicidad en Ia intensidad del máximo de aproximadamente 3 años
durante el periodo 1981-1987. Algunos autores han relacionado la
intensificación del flujo del norte con los cambios interanuales en la
temperatura del Océano Atlántico (Doyle, 2001 y Robertson y Mechoso,
2000), mientras otros autores han señalado una relación con fenómeno de
El Niño (Nogués - Paegle y Mo, 1997), no es objeto de este Tesis estudiarvariabilidades en escala interanual.
3.3. Estructura vertical del viento
Los perfiles de la componente meriodional del viento en tres puntos
cercanos a STA, Resistencia (SIS) y Buenos Aires (BUE) son mostrados en
la Figura 3.6. Se destaca en estas figuras la presencia de un perfil de
corriente en chorro presente durante toda la estación cálida cercano a
STA. Este perfil alcanza valores máximos de 6.5 ms'1 durante la primavera
en una capa ubicada entre 775 y 850 hPa. Durante el verano el perfil
diminuye su intensidad a 5 m s'1 y se observa un descenso del nivel del
máximo ahora situado entre 925 y 850hPa. En SIS se insinúa Ia presencia
de la corriente en chorro y al igual que en STA, durante la primavera el
máximo se encuentra más alto y es más intenso. En BUE el perfil de
corriente en chorro desaparece durante la estación cálida con valores
cercanos a cero en superficie y valores del sur a partir de los 850 hPa.
La componente zonal del viento (figura 3.8) para ambas estaciones
muestra la clara presencia de una corriente en chorro en altura presente a
300 hPa, como lo marcaba la figura 3.2.
Las figuras 3.7 y 3.9 muestran el perfil vertical de la componente
meridional y zonal del viento en SIS observado con radiosondeos a las 12
UTC,los resultados mostrados confirman los valores mostrados por el ERA
cercano en superficie, aunque en altura el ERA parece subestimar los
valores observados. Es importante notar, que la serie de radiosondeos a la
cual se tuvo acceso contenía en promedio sólo un 50% de la información
por nivel significativo (ver Anexo II) por Io cual se debe tomar con
precaución las conclusiones a obtener de estas figuras.
25
3.4. Estructura Termodinámica
El campo de temperatura potencial equivalente (an) en 850 hPa
(figura 3.10) muestra la zona de transición entre las masas de aire de
origen tropical y polar aproximadamente identificada por la isoterma de310°K. La isoterma está ubicada durante el verano en la línea que une
Puerto Montt con Comodoro Rivadavia, mientras que en la primavera en la
línea Neuquén —Buenos Aires.
En latitudes tropicales la isoterma de 350°K, referencia de la zona de
transición entre las masas de aire de origen tropical y ecuatorial, no se
encuentra presente en los campos medios de la estación cálida. Los
valores más altos del campo de eae se localizan sobre la región central y
nordeste de Brasil con valores superiores a 340°K. Por otra parte se
destaca un mínimo relativo de 335 °K en primavera (340 °K en verano)
sobre la zona oriental de Ia cuenca del Amazonas. Este mínimo puede
estar relacionado con las deficiencias mencionadas en el Capítulo 2 que
presentan los modelos de circulación general, y en particular los datos del
ERA, en representar la humedad y la temperatura de esta región delplaneta.
Interesa caracterizar el espesor vertical y la extensión meridional de
la capa convectivamente inestable y su variación estacional durante la
época cálida. Para ello se han graficado los cortes verticales de eae en
diferentes latitudes (Figuras 3.11 y 3.12).
Como rasgo general para todas las latitudes graficadas, en estos
cortes se observa la presencia de una capa convectivamente inestable a
sotavento de los Andes. Se ha indicado en los cortes con líneas negras la
posición estimada del tope de esta capa. La extensión zonal y profundidad
de la capa inestable aumenta a medida que nos dirigimos hacia el norte yes posible reconocerla aún a los 35°S. Mientras en 35°S abarca hasta los
850 hPa en primavera (700 hPa en verano), en 17°S la profundidad de la
abarca hasta los niveles medios de la atmósfera (600 hPa).
Las observaciones de radiosondeo correspondientes a las 12UTC en
Resistencia son mostradas por la Figura 3.13. La presencia de la capa
convectivamente inestable en los campos medios se confirma en las
observaciones de los radiosondeos para el mismo periodo durante el
verano, mientras en primavera el perfil indica inestabilidad neutral.
3.5. Flujos y convergencia de vapor de agua
El campo de Q (definido en el capítulo II) indica las áreas con
disponibilidad y transporte de vapor de agua en el espesor de la
troposfera. En la figura 3.14 se muestran los campos de Q durante todos
los meses que componen Ia estación cálida y los campos medios de la
primavera y el verano. Durante todos los meses estudiados se destaca la
presencia del máximo de Q sobre la zona de STA y la aparición de un
máximo asociado al borde oriental del Anticiclón subtropical del Atlántico
durante el verano. Es importante destacar la orientación del flujo de vapor
de agua durante la primavera y el verano. Mientras en verano, tiene unaorientación Noroeste —Sudeste desde Ia zona de STA hacia el sur de Brasil
(aproximadamente a los 25°S), durante la primavera presenta dos ramas
una sobre el norte de nuestro país y la otra sobre Paraguay y sur de
Brasil. El análisis de la variabilidad intermensual realizado para el viento
en 850 hPa es también válido para en campo de Q.
En el campo de divergencia de Q graficado en la figura 3.15 (para la
primavera y el verano es posible destacar tres grandes áreas donde se
produce convergencia del vapor de agua. Estas zonas corresponden a la
SACZ, la boca y el oeste del Amazonas. La zona correspondiente al sector
oeste y a la boca del Amazonas presenta valores más intensos durante el
27
verano. Se destaca también en estas figuras el corrimiento hacia el sur de
la ITCZ en el verano sobre Atlántico ecuatorial.
Las figuras 3.16 y 3.17 muestran un corte vertical del transporte de
humedad (q*v) para diferentes latitudes en la primavera y el verano
respectivamente. El campo en 17°S presenta un flujo del norte con perfilde corriente en chorro en niveles bajos inmediatamente al este de los
Andes, como se ha destacado anteriormente. Este flujo produce un
intenso transporte de vapor de agua hacia el sur, más intenso en verano,
pero con una mayor extensión vertical durante la primavera.En 23°S el máximo del norte desaparece en verano pero se mantiene
durante Ia primavera. A los 40°O resulta evidente una zona asociada a
flujo del sector norte (ya mencionada anteriormente) que posee escasa
extensión vertical y no posee estructura de corriente en chorro en el
campo medio del transporte meridional.
A latitudes mayores el flujo del norte continúa presente al este de losAndes si bien se ve debilitado.
3.6. Campos de OLRy precipitación
Una variable que se asocia a Ia disponibilidad de vapor de agua y a Ia
convergencia del flujo es el campo de OLR, cuya evolución mensual se
muestra en Ia Figura 3.18. Es interesante notar la evolución de la
convección asociada al desplazamiento hacia el sur de la ITCZ, alcanzando
la mayor extensión sobre el Amazonas en el mes de Enero. Un mínimo
secundario puede observarse sobre las laderas occidentales de los Andes
débilmente presente en Setiembre y alcanzando su máxima intensidad enel mes de Enero con un mínimo absoluto de 190 W m'z. Sobre el sur de
Brasil y Uruguay se observa un corredor de mínimos valores durante Ia
primavera. Durante el verano la posición de la SACZ se hace notable por
Ia extensión hacia el sudeste que presenta el campo de OLR desde el
Amazonas, intersecando la costa a los 20°S.
El campo de precipitación durante los meses de primavera (figura
3.19.a) muestra Ia presencia de un máximo localizado en 27°S - 53°O de
6 mm día'1 que es coherente con el análisis mensual realizado por
Schwerdtfeger (1976) sobre Argentina, Paraguay y Uruguay. El área de la
SACZ se caracteriza por una región con precipitaciones más débiles. Por
otra parte, el campo de precipitación del verano (figura 3.19.b) se
encuentra ampliamente dominado por un máximo superior a los 9 mm
día‘1 en el área de la SACZ y un máximo de 6 mm día’1 sobre el noroeste
argentino.
3.7. Variabilidad diurna presente en la estación cálida
Un fuerte ciclo diurno puede ser identificado en el viento en 850 hPa
(figura 3.20) sobre el continente Sudamericano fundamentalmente al sur
de los 15°S tanto en Ia primavera como en el verano. Se observa una
rotación anticiclónica al este de los Andes la cual es consistente con lo
propuesto por Blackadar (1957), esta circulación genera un máximo de la
v hacia el sur a las 06 UTC, hora en la que la componente friccional en
superficie se hace despreciable y el viento adquiere una componente
supergeostrófica. Circulaciones pendiente arriba son observadas a las
OOUTC(8 de la tarde hora local), mientras que Circulaciones pendiente
abajo son observadas a las 12 UTC(8 de la mañana hora local), las cuales
corresponden aproximadamente a las horas posteriores al máximo
calentamiento y enfriamiento respectivamente de la capa límite en la
región de las altas cumbres de los Andes. Relacionado con el campo de
anomalía del viento, se observa la variación diurna de la divergencia de
vapor de agua generada por el campo medio de viento en 850 hPa en
cada hora sinóptica, en la cual podemos observar durante las horas
nocturnas una zona de convergencia de vapor de agua sobre el noreste de
Argentina y sur de Brasil con valores extremos a las 12 UTC.
Primovero\ 4X}! O ‘¿Vs‘ Y x"
ene o""1‘2 ¡1'ow 10'0w 30W zow 1w
qnu¡vn ILU .H\A‘
5N
5° ¿x, y“
ss
1OS_ 120———\120
/155i
zos160 e 16°zss-/
JOS
355
4054\_150 I 12°\_455—12°“s—120 ' o__,———-—-so—%sos-¡F40 4°o “oJü‘fsss- ____________________"-40- ________________ ‘ïi’ÏF” -------------
_____________80---------------------------- --—4o-------------" . _______-""ïzow 11'0w 1o'ow sów aów 7ów sów sów 4ów Jów 26W 1tw
Figura 3.1: Campos medios de geopotencíal en 1000 hPa para la primavera(superior) y el verano (inferior) correspondiente a los campos del ERAdurante losaños 1979-1993. Los valores ubicados por encima de los 1500 m han sidoenmascarados.
Octubre
HW IM M M 70' GW SOI ¿W WI 20'
Noviembre Primavera
Efifiáfifiüñ
25 ,1W, ¿3:W ¡IW |M M M 70' SW SW GW SOI NI 10' |25%
Figura 3.2: Campos medios de líneas de corriente e intensidad del viento(sombreado a partir de 25 m 5-1)en 300 hPa para los meses de Setiembre (a),Octubre (b), Noviembre (c), Diciembre (e), Enero (f) y Febrero (g), y camposmedios de viento en 300 hPa para la primavera (d) y el verano (h)correspondiente a los campos del ERAdurante los años 1979-1993.
3]
|00| 90' BOI 70' SOI SW ¿W
Veranov \y ll I kh ' k
, l ,_ ¡z « .’ . \
Í \ /I’ i, l .\
Ñ ' .
/
Figura 3.2: continuación
|W
_V_,-_r—-——--—\___,__..——-->—"rw-44s
\
100! HI NI 70' SW M M JW M IOI
32
a) OctubreSetiembre
Figura 3.3: Campos medios de viento (en vectores) e intensidad del viento(sombreado a partir de 4 m 5-1) en 850 hPa para los meses de Setiembre (a),Octubre (b), Noviembre (c), Diciembre (e), Enero (f) y Febrero (g), y camposmedios de viento en 850 hPa para Ia primavera (d) y el verano (h)correspondiente a los campos del ERA 1979-1993. Los valores ubicados porencima de los 1500 m han sido enmascarados..
33
1979 19'80 1981 1932 19'83 1984 1935 1986 19'37 1988 1989 1990 19'91 1992 19'93
[o1935 1986 19'87 1983 1559 199o 1991 1992 199319'79 19'80 19'81 1982 ¡983 1
Figura 3.4: a) Variación interanual y Iatitudinal de la componente meridional deviento en 63°O durante la primavera del hemisferio sur.b) Idem a para laanomalía de la componente meridional del viento.
19'92 19'931979 19'80 19'81 19'82 19'83 19'84 1985 19'86 19'87 19'88 19'89 19'90 19'91
O —b‘.'s
19'83 1984 1985 19'88 19'87 19'88 1989 19'90 19'9119'82 19'92 1993
Figura 3.5: a) Variación interanual y latitudinal de Ia componente meridional deviento en 63°O durante el verano del hemisferio sur.b) Idem a para Ia anomalíade Ia componente meridional del viento.
36
Primavera Ver°n°
-o-9-e-1-e-s-4-J-2-Iou2:4 -o-9-a-7-s-5-4-3—2-|ol2:1
Figura 3.6: Perfil vertical medio de la componente meriodional del viento para laprimavera (a) y el verano (b) en un punto cercano a la Santa Cruz de la Sierra(línea llena), Resistencia (línea con círculo abierto) y Buenos Aires (línea concírculo lleno) correspondiente a los campos del ERAdurante los años 1979-1993.
Figura 3.7: Perfil vertical medio de Ia componente meriodional del viento para laprimavera (línea llena) y el verano (línea llena con círculos abiertos) enResistencia correspondiente a las observaciones de radiosondeo durante los años1979-1993.
a) Primovero Verano
zoo 200
sao 300
.00 400
500 500
E é
.EÉE
5
Figura 3.8: Perfil vertical medio de la componente zonal del viento para laprimavera (a) y el verano (b) en un punto cercano a Ia Santa Cruz de Ia Sierra(línea llena), Resistencia (línea con círculo abierto) y Buenos Aires (línea concírcqu lleno) correspondiente a los campos del ERAdurante los años 1979-1993.
Figura 3.9: Perfil vertical medio de Ia componente zonal del viento para laprimavera (línea llena) y el verano (línea llena con círculos abiertos) enResistencia correspondiente a las observaciones de radiosondeo durante los años1979-1993.
Prímovero verano
the _¡_vva9 W 85W 80W 75W 70W 65W 60W 55W 50W 45W 40W 35W JCW 9 W 85W 80W 75W 70W 65W 60W 55W 50W 45W 40W 35W 34W
Figura 3.10: Campos medios de la temperatura potencial equivalente en 850 hPapara la primavera (izquierda) y el verano (derecha) correspondiente a los camposdel ERA durante los años 1979-1993. EI contorno de la cordillera de los Andessuperior a los 1500 rn ha sido sombreado.
39
305
¡MGSINI'ISITOIGSIMSSISWlSVWHIMMII
Figura 3.12: Corte vertical medio de temperatura potencial equivalente en 17°S,23°S, 30°S, 35°S para Ia primavera correspondiente a los campos del ERAdurante los años 1979-1993. El perfil de Ia cordillera de los Andes ha sidosombreado en negro.
40
Figura 3.12: Corte vertical medio de temperatura potencial equivalente en 17°S,23°S, 30°S, 35°S para el verano correspondiente a los campos del ERAdurantelos años 1979-1993. EI perfil de Ia cordillera de los Andes ha sido sombreado ennegro.
41
300
400
500
600
700 ____________________A
800
900
310 320 33o 34o
Figura 3.13: Perfil Vertical medio de Ia temperatura potencial equivalente para Iaprimavera (línea llena) y el verano (línea llena con círculos abiertos) enResistencia correspondiente a las observaciones de radiosondeo a las 12UTCdurante los años 1979-1993.
Figura 3.14: Campos medios de transporte de humedad integrado en la vertical(sombreado a partir de 100 kg rn-1 s-1) para Ia primavera (a) y el verano (b)correspondiente a los campos del ERA1979-1993.
b)
¡oi._.__
Figura 3.15: Divergencia del Flujo de vapor integrado en Ia vertical (se muestransolo los valores menores a cero en 10'5 kg m-2 5-1) para la primavera (a) y elverano (b) correspondiente a los campos del ERA1979-1993.
43
17s 235
\
600
\
550 650
900 900 ¡20‘ D
’ \950 950
;\¡000. ‘
90' 55' MI 75' 70'! 65' 60* SSW 50' 45h 10W JS" .‘D‘h‘25W ZI 9 d 55W 801! 75' 70' 65' 60' SSI 50' 45' 40' 55' NI 25' N.
Figura 3.16: Corte vertical medio del transporte de humedad (g m kg'1 5-1) en17°S, 23°S, 30°S, 35°S para la primavera correspondiente a los campos del ERAdurante los años 1979-1993. El perfil de la cordillera de los Andes ha sidosombreado en negro.
44
17S 238
91m ¿su aa! 75' 7o: 65W saw saw saw 15W 10H 35W 301! 25' 2Ml 5 A
M 85' 60' 75' 70' 55' 60! 55V 50' ISI ¡OI 35' JCI 25' 21'
Figura 3.17: Corte vertical medio del transporte de humedad (g m kg'1 5-1) en17°S (a), 23°S (b), 30°S (c), 35°S (d) para el verano correspondiente a loscampos del ERA durante los años 1979-1993. El perfil de Ia cordillera de losAndes ha sido sombreado en negro.
45
a) b)Setiembre OCÏUb’e
C) Noviembre
LJ, "'531
Figura 3.18: Campos medios de radiación de onda larga saliente (sombreado paravalores inferiores a 230 W m-Z)para los meses de Setiembre (a), Octubre (b),Noviembre (c), Diciembre (e), Enero (f) y Febrero (g), y campos medios para laprimavera (d) y el verano (h) correspondiente al período 1979-1993.
46
a)
b)
ssw eéw saw sow 57v: 54v: 51W ¿sw ¿sw ¿íw
Figura 3.19: Campos medios de precipitación observada en mm día-1 para laprimavera (a) y el verano (b) correspondiente al período 1979-1993.
48
-?5 —70 -|5 -10 -5 0
Figura 3.20: Campo medio de Ia anomalía diaria del viento en m 5-1y divergenciadel flujo de humedad en 10-S g kg-1 5-2 (se han graficado los valoresconvergentes) en 850 hPa correspondiente a los campos del ERA durante Iaprimavera (a) y verano (b) de los años 1979-1993. EIcontorno de la cordillera delos Andes superior a los 1500 m ha sido sombreado.
49
Ca ítqu 4Caracterización de los eventos Chaco z SALLJNoChaco durante Ia estación cálida del Hemisferio
Sur.
Este capítulo muestra las características de la composición de los
casos Chaco y SALLJNo Chaco centrando la atención en los campos de las
variables dinámicas y termodinámicas y sus principales diferencias.
4.1. Identificación de eventos SALIJ
Utilizando el criterio definido en el capítulo 2 se identificaron los
eventos SALL]. El Anexo IV incluye Ia lista de los eventos identificados
durante el período de estudio.
La Tabla 4.1 indica el número de días Chaco y SALU, en ambas
estaciones los casos SALIJ representan aproximadamente un 50% de Ia
estación, aunque en verano son más frecuentes. Se observa una mayor
frecuencia de días Chaco durante los meses de primavera con respecto al
verano. Mientras en primavera los Chaco representan un 57% de Ia
muestra de los días SALU, en verano esto se invierte fuertemente
mostrando que los Chaco representan sólo el 30%.Primavera Verano
Chaco 387 (28%) 228 (17%)
SALLJ —No Chaco 283 (21%) 522 (39%)
SALL] 670 (48%) 750 (56%)
Estación 1365 (100%) 1350 (100%)
Tabla 4.1: Número de días y frecuencia que cumplen
en criterio SALL] y Chaco durante los meses de
primavera y verano de 1979 —1993.
Estos resultados se visualizan más claramente en Ia Figura 4.1. Los
días Chaco no presentan una variabilidad notable entre los distintos meses
51
que conforman la primavera. Por el contrario durante el verano se observauna disminución en la frecuencia de días a medida que se acerca el otoño.
Los días SALLJ —No Chaco dominan ampliamente sobre la muestra de
días Chaco durante el verano, mostrando un máximo muy evidente
durante el mes de enero.
Los CJEs tienen una duración que oscila entre un (1) día y diez (10)
días consecutivos (Figura 4.2), abarcando un 95% del total aquellos
eventos que duraron entre uno y cinco días tanto en la primavera como enel verano.
Los eventos Chaco y los SALLJ —No Chaco presentan ambos una
marcada variabilidad interanual, la cual es mostrada en la figura 4.3 para
la primavera y el verano, si bien el estudio de esta variabilidad no es
objetivo de esta tesis.
4.2. Patrones de circulación en el área Sudaméricana
El campo de 1000 hPa y su correspondiente anomalía respecto al
campo medio durante los CJEs (figura 4.4) muestra la intensificación de la
Baja del Chaco y se observa una extensión hacia el sur de Ia baja asociada
a la DNOA. Esto se destaca claramente en el campo de anomalías de
geopotencial, una anomalía negativa se localiza en 22°S —6300 en ambas
estaciones que alcanza valores superiores a -50 mgp en primavera (-35
mgp en verano). EI campo de anomalías presenta un tren de ondas
proveniente del Pacífico Sur penetra sobre el sur del continente
sudamericano. El borde oriental del anticiclón Subtropical del Atlántico Surse encuentra inmediatamente al este de la costa brasileña en ambasestaciones.
La figura 4.5 muestra el campo de 1000 hPa y su correspondiente
anomalía para los Casos SALLJ—No Chaco durante Ia estación cálida. La
baja del Chaco, al igual que en los CJEs, se encuentra presente y
ligeramente más intensa que lo normal. La formación de la DNOAno se
manifiesta en ninguna de las estaciones. EI mínimo presente en el campo
52
de anomalías adquiere una configuración noroeste - sudeste a diferencia
de los CJEs en los que Ia orientación es norte — sur. El anticiclón
Subtropical del Atlántico Sur se encuentra desplazado sobre el Atlántico
central en 2000 y su borde occidental alejado de la costa este deSudamérica.
Los campos de líneas de corriente y de anomalías de geopotencial en
300 hPa para los CJEs y para los SALlJ —No Chaco durante la estación
cálida son mostrados en la figura 4.6 y 4.7 respectivamente.
Durante los CJEs, se evidencia un ligero desplazamiento hacia el este
de Ia posición del Anticiclón boliviano y un desplazamiento hacia el oeste
de la vaguada sobre el noreste de Brasil respecto del campo medio deambas estaciones. Como consecuencia de estos desplazamientos se
incrementa el flujo del sur en el sector este de Ia Alta Boliviana. Es
importante destacar que la intensificación de la corriente en chorro de
niveles altos se produce sobre Ia parte delantera de vaguada centrada en70°O, tanto en primavera como en verano. La presencia de Ia vaguada
puede ser observada en el tren de ondas presente en el campo de
anomalías de geopotencial, que alcanza valores mínimos localizados en
40°S - 70°O en primavera y en 45°S - 68°C durante el verano. En las
figuras es posible observar el tren de ondas a partir del máximo ubicado
en 55°S - 105°O en primavera (5008 en verano), con valores superiores a
los 40 mgp para ambas estaciones. Este tren de ondas baroclínico penetra
en latitudes tropicales alcanzando los 23°S en la primavera y los 35°S enel verano.
Los eventos SALL] No Chaco muestran características muy
diferentes a las mostradas por los campos anteriormente descriptos
durante los CJEs. EI flujo presenta características zonales tanto en
primavera como en verano. Un tren de onda larga se destaca sobre los
60°S a través de dos perturbaciones ubicadas en 62°S - 11500 y en 60°
2500 durante la primavera. Por otra parte, en el verano el campo no
presenta una gran variabilidad, se destaca sobre el sur de Argentina e
S3
Islas Malvinas la presencia de una perturbación ciclónica débil presente en
el campo de anomalías con valores inferiores a los —20mgp. La ubicación
de la Alta Boliviana y del máximo de viento sobre el área del sur de
Sudamérica en 300 hPa se encuentran aproximadamente en la misma
posición observable en el campo medio durante ambas estaciones.
El campo de divergencia del viento en 300 hPa y su correspondiente
anomalía respecto del campo medio para los CJEs y para los SALLJ —No
Chaco es mostrada en las figuras 4.8 y 4.9 respectivamente durante todala estación cálida.
Durante los CJEs se destaca la presencia de un máximo de
divergencia ubicado en Ia parte delantera de Ia vaguada y centrado en
27°S - 6200 en la primavera y ligeramente desplazado hacia el sudoeste
en el verano (3008 — 6500). Los campos de anomalías denotan Ia
intensidad de estos sistemas frente al campo medio, mostrando valores
fuertemente divergentes respecto de la estructura media de Ia estación
cálida. Durante los eventos SALU —No Chaco, Ia ausencia de la vaguada
de altura muestra un campo irregular que no denota ningún patróndominante.
4.3. Flujos en capas bajas
El campo de viento en 850 hPa y su correspondiente anomalía para Ia
composición de los CJEs y SALLJ —No Chaco durante Ia primavera y el
verano y sus correspondientes anomalías respecto la estación son
mostrados en la figura 4.10 y 4.11 respectivamente.
Durante los CJEs se observa Ia presencia de un fuerte flujo hacia el
sur que penetra sobre la región norte de Argentina, Paraguay y sur de
Brasil. Este flujo nace en los alisios y se desvían al este de los Andes en
latitudes ecuatoriales, Esta
configuración mostrada por el viento en niveles bajos responde al campo
adquiriendo así una dirección noroeste.
esperado, debido al criterio de selección establecido para los CJEs. Se
54
observa un máximo de la intensidad del viento hacia el sur de la zona de
STA con valores superiores a 16 m s'1 en la primavera y 14 m s‘1 en el
verano. Mientras el flujo del norte alcanza el norte de Uruguay y centro de
Argentina en primavera, durante el verano el flujo presenta una estrechacanalización al este de los Andes, circunscribiéndose sobre el norte de
Argentina y hasta aproximadamente los 55°O. El campo de anomalías dela intensidad del viento en 850 hPa muestra un máximo ubicado cerca de
STA que se extiende hacia el sur alcanzando valores superiores a 8 ms'1en ambas estaciones. Es interesante destacar que los alisios sobre el norte
de Sudamérica no muestran diferencias entre los eventos estudiados y el
campo medio en ambas estaciones.
Durante los eventos SALL]- No Chaco, el máximo de Ia intensidad del
viento se mantiene cercano a STAaunque presenta una intensidad menor.
Mientras en los CJEs la orientación del máximo es norte —sur, durante los
eventos SALLJ - No Chaco Ia dirección es marcadamente noroeste
sudeste. EI flujo desde la posición del máximo gira hacia el este
penetrando sobre la región sur de Brasil, este giro se produce sobre el
paralelo de los 20°S. A diferencia de los CJEs, un máximo débil en la
intensidad del viento se localiza sobre el noroeste y centro argentino. Este
máximo se asocia a vientos del sector nordeste y es más evidente durante
la primavera. En la región ecuatorial de los alisios y centro de Argentina el
campo de anomalías no destaca diferencias respecto al campo mediomostrado durante las estaciones estudiadas.
4.4. Estructura vertical del viento
El perfil vertical de la componente meridional del viento en puntos de
retícula del ERA cercano a STA, SIS y BUE para los CJEs y los SALL] - No
Chaco son mostrados en las figuras 4.12 y 4.13 respectivamente.
Se observa un perfil de jet en STA tanto durante los CJEs como
durante los SALLJ - No Chaco, aunque valores más intensos de la
componente meridional del viento se presentan durante los CJEs. La
intensidad alcanza los 12 en primavera (11 ms'1 verano) cercano a 850
hPa en los CJEs, mientras durante los SALL]- No Chaco no supera los 9
ms'1 en primavera (7 ms'1 en verano) a Ia misma altura.En la estación SIS durante los CJEs se destaca nuevamente el perfil
de jet en primavera y verano. Mientras en Ia primavera, se observa una
mayor intensidad en la componente meridional del viento (7 ms'l) y un
espesor mayor del máximo del viento (850-800 hPa), durante el verano el
perfil de jet desciende alcanzando los 925 hPa. En los eventos SALL]—No
Chaco el perfil de jet desaparece en SIS mostrando valores inferiores al
campo medio.
En BUE el perfil de jet desaparece durante los CJEs, es interesante
destacar que Ia componente meridional del viento es mayor al campo
medio en toda Ia columna, especialmente en 250 hPa para ambas
estaciones. Este máximo está relacionado con Ia presencia de la parte
delantera de vaguada en altura mostrada anteriormente en el campo de
300 hPa. Durante los SALU — No Chaco el perfil en BUE es similar aI
campo medio.
La componente zonal del viento tanto durante los CJEs como durante
los SALLJ—No Chaco en ambas estaciones presentan perfiles similares a
los del campo (las figuras no se incluyen).
La estructura vertical del viento encontrada para los CJEs en SIS
coincide con los resultados mostrados por Seluchi (1993), en los cuales el
autor estudió ocurrencia de mínimas presiones en la estación Resistenciautilizando información de radiosondeos.
4.5. Estructura termodinámica
EI campo de espesor 1000/500 hPa y su correspondiente anomalía
para los CJEs y los SALL] - No Chaco se muestra en las figuras 4.14 y
4.15 respectivamente. EI campo de geopotencial en los distintos niveles
muestra una estructura baroclínica de Ia atmósfera para los CJEs, esto se
destaca en el campo de anomalía de espesores donde se observa unaintensificación del contraste de masas de aire reconocible en 39°S con una
orientación noroeste - sudeste. Tanto en primavera como en verano, el
campo de anomalías de espesor muestra un contraste que alcanza
aproximadamente los 100 mgp entre la masa de aire cálida y la fría. El
campo de anomalías presenta el máximo correspondiente a la masa de
aire de origen tropical inmediatamente al este de los Andes en 22°Sdurante toda la estación cálida. Por otra parte, el mínimo del campo de
anomalías alcanza su máxima intensidad en 3508-7000 en primavera
(4208 en verano).
El campo de espesor 1000/500 hPa para los eventos SALL] - No
Chaco muestra un débil contraste entre latitudes tropicales y medias. El
campo de anonalías presenta en la primavera valores del orden de 15
mpg en la zona de STA, en verano se observa un débil máximo de 5 mgp
que no es significativo. Asimismo, en ambas estaciones se observa la
presencia de un de valores negativos de anomalías que no alcanzan a ser
significativos sobre la Patagonia. Existe un contraste norte - sur en el
campo de espesores pero presenta una ¡ntesidad muy inferior a ladestacada durante los CJEs.
Asociado al campo de espesores 1000/500, el campo de eae en 850
hPa amplia la información respecto a la intensidad del contraste entre las
masas de aire presentes durante los casos estudiados. En las figuras 4.16
y 4.17 se ha graficado el campo de Gaey sus correspondientes anomalías
respecto al campo medio durante los CJEs y los SALIJ - No Chaco
respectivamente. Las isotermas de 310 y 3500K han sido destacadas, con
el objetivo de estimar las zonas de transición entre las masas de aire de
origen polar, tropical y ecuatorial.
Un máximo de calor y humedad se ubica inmediatamente al este de
los Andes, en la zona norte de Argentina, coincidente con la posición del
máximo de temperatura asociado al campo de espesores durante los CJEs.
Un desplazamiento hacia el sur de la posición media de la isoterma de
310°K a 37°S en la primavera ( 42°S en verano) indica una penetración
del aire de origen tropical hacia mayores latitudes. Coherente con lo
anterior, un máximo de anomalías de eae domina el norte y centro de la
Argentina con orientación noroeste — sudeste, penetrando sobre una
importante región del Atlántico Sur. Este extremo presenta dos regionescon máxima intensidad, una se ubica inmediatemente al este de los Andes
y 26°S y la otra se encuentra ubicada en 27°S - 6100. Nuevamente, como
lo señala el campo de espesores la posición de la masa de aire frío se
encuentra hacia el oeste de los Andes en primavera y sobre la Patagonia
en verano. Se destaca un importante contraste de temperatura que
alcanza los 13° en primavera (14° en verano) entre el máximo sobre el
norte argentino y el mínimo en la Patagonia.
El campo de Gaesobre 850 hPa para los SALU —No Chaco muestra un
máximo ubicado en la zona del oeste de Bolivia y norte de Paraguay que
alcanza valores superiores a 340°K (3450K) en primavera (en verano). El
campo de anomalías de eae alcanza valores extremos cercano a STA
fundamentalmente en Ia primavera con valores superiores a 7°. Mientras
en los CJEs el máximo del campo de anomlías de eae se localiza en el norte
de Argentina y se extiende hacie el sur, en los SALLl - No Chaco el
máximo se localiza en STAy se extiende hacia el sudeste.
La existencia de un mínimo de eae en la zona oeste de la cuenca del
Amazonas presente en ambos eventos estudiados puede estar relacionado
con el problema en la asimilación de los datos explicado en el capítqu 2.
A fin de analizar la inestabilidad convectiva en la región se presentan
diferentes cortes verticales de Gaey de su anomalía en 17° y 30°S para los
CJEs y para los SALL] —No Chaco (figura 4.18 y 4.19 respectivamente).
En todas las figuras se han indicado la posición estimada del tope de la
capa convectivamente inestable (aeae/az< 0).
El campo medio para los CJEs en 17°S muestra una capa de
inestabilidad convectiva se evidencia al este de los Andes, presente desde
superficie hasta 600 hPa y disminuyendo su tope desde 5000 a medida
que se avanza sobre el Atlántico. Esto se repite en todas las latitudes
disminuyendo su profundidad a medida que aumenta la latitud. Mientrasen 17°S Ia disminución de Ia temperatura alcanza los 300K en 30°S se
observa una disminución de 50K. Este patrón más intenso en el norte y
más débil en el sur se invierte en el campo de anomalía de eee. El campo
de anomalías presenta débiles diferencias frente al campo medio en 17°S,
mientras en 30°S un profundo máximo abarca toda la troposfera. Inmerso
en el máximo principal surgen dos extremos, uno centrado en 850 hPa
6000 y el otro sobre la superficie en 5500.Las diferencias más salientes de los SALLl- No Chaco respecto de los
CJEs se centran fundamentalmente en la intensidad y posición de las
anomalías. En latitudes tropicales estas son más intensas mientras en
latitudes subtropicales son dramáticamente más débiles y sólo se
observan cerca de superficie.
Los perfiles observados de Ia eae calculados a partir de los
radiosondeos en la estación SIS durante los CJEs y los SALL] —No Chaco
en la primavera y el verano son mostrados en la figura 4.20, losresultados confirman los resultados mostrados anteriormente calculados a
partir de los datos del ERA. En estas figuras se ha incorporado el campo
medio de la primavera y el verano, con el objetivo de realizar mejores
comparaciones.
El perfil presenta inestabilidad convectiva desde superficie hasta 600
hPa durante los CJEs. Los SALL] —No Chaco, por el contrario, muestran
un perfil similar al mostrado por el campo medio aunque más cálido enambas estaciones.
El perfil eee en primavera durante los CJEs presenta una marcada
inversión desde superficie hasta 925 hPa. Esta inversión puede ser la
resultante de un problema de falta de información en el primer nivel
estándar que supera el 49% en los CJEs. La falta de información en este
nivel puede deberse a dos motivos por un lado que el radiosondeo se
encuentre faltante o que la presión a nivel de Ia estación sea inferior a
1000 hPa durante el evento. Este segundo efecto no afecta a los eventos
SALL] - No Chaco ya que la presión media en SIS es más alta y no se
observan tantos datos faltantes (34%).
4.6. Flu’os conver encia de va or de a ua
El campo de flujo de humedad integrado en Ia vertical y su
correspondiente anomalía durante los CJEs y los SALL] - No Chaco es
mostrado en las figuras 4.21 y 4.22. Se destaca la presencia de un
intenso flujo del norte sobre Ia SEAREAdurante los CJEs. Este flujo de
humedad presenta características similares durante ambas estaciones
mostrando que duplica Ia intensidad del campo medio y presenta una
clara orientación norte - sur. En el campo de anomalías se destaca Ia
presencia de una circulación anticiclónica centrada en aproximadamente
2505 - 5000 en primavera (27°S - 4500) en el verano. Se observan
mayores intensidades en el sector oeste de Ia circulación, donde la
aceleración del flujo en niveles bajos se hace más notable. Interesante es
destacar Ia presencia de un transporte de humedad muy importante sobre
el sector norte de la circulación (aproximadamente los 1505), atravesando
el sector sur de Ia cuenca del Amazonas y transportando humedad desde
el Atlántico tropical hacia Ia zona de STA.
Durante los eventos SALLJ- No Chaco, el campo de flujo de humedad
integrado en Ia vertical presenta características muy diferentes a las
mostradas durante los CJEs. El flujo de humedad en la región cercana a
STA adquiere una intensidad cercana a un 50% mayor que el campo
medio, y se observa una destacada orientación del flujo en el sentido
noroeste - sudeste, y mostrando la salida del flujo sobre el área del Golfo
de Santa Catarina, Brasil (aproximadamente los 2505). AIsur del los 25°S
se observa la presencia de un flujo del sector sur, fundamentalmente
durante la primavera, y débiles perturbaciones en Ia zona de los alisios.
6C)
Asociado al campo de flujo de humedad integrado en la vertical, se
ha calculado la divergencia de este flujo obteniéndose los resultados
mostrados en las figuras 4.23 y 4.24 para los CJEs y los SALU - No Chaco
durante la estación cálida. Estas figuras sólo muestran el campo de
anomalías para cada estación y cada evento estudiado. Tanto durante Ia
primavera como en el verano, se destaca la presencia de una zona deanomalías de divergencia negativas sobre el norte de Argentina y
Uruguay. Este máximo de valores convergentes se ubica a Ia salida del jet
en niveles bajos, destacando Ia disponibilidad de vapor de agua sobre esta
región. Durante los SALL]- No Chaco, este proceso se contrapone y se
observa una zona convergente centrada en 20°S, y con valores másdébiles a los mostrados durante los CJEs.
Los cortes verticales del transporte meridional medio de vapor de
agua, nos muestran su distribución vertical y subtropicales durante los
CJEs y los SALL]- No Chaco (figuras 4.25 y 4.26 respectivamente)
Como se ha mencionado anteriormente en numerosas oportunidades,
durante los CJEs se destaca la presencia de un fuerte transporte dehumedad en 17°S inmediatamente al este de los Andes. Este máximo de
transporte hacia el sur está localizado en 6400 —850hPa (925 hPa en
verano) y se extiende verticalmente hasta 500 hPa. En esta latitud las
anomalías son tan intensas como el campo medio mismo, en tanto que en
2305 (figura no mostrada) las anomalías indican un flujo 5 veces mayor al
campo medio.En el verano se observa un máximo secundario sobre el Océano
Atlántico (aproximadamente en 3700), este máximo se mantiene durante
toda la estación ya que no se observan evidencias en el campo deanomalías.
En 30°S el máximo inmediatamente al este de los Andes desaparece
en primavera, siendo reemplazado por flujo de Ia dirección sur. El máximo
del flujo de humedad del sector norte se localiza en 5500- 850 hPa en
primavera (6200 en verano). El campo de anomalías indica una
61
intensificación del flujo del sector sur inmediatamente al este de los Andes
y un máximo del sector norte ubicado en 5500 en primavera (5800 en
verano).Durante los SALL]- No Chaco, el corte vertical en 17°S no presenta
diferencias significativas respecto de los CJEs en la posición de los
sistemas, aunque la intensidad del máximo situado inmediatamente al
este de los Andes disminuye. Durante los CJEs el flujo es 2 veces superior
al mostrado durante estos eventos. Interesante es destacar que durante
los CJEs el campo de anomalías en 17°S, mostraba un máximo del flujo
hacia el sur que abarcaba toda la troposfera, aquí el máximo sólo alcanzahasta 650 hPa en ambas estaciones. Por otra parte, durante el verano, el
máximo de transporte hacia el sur cercano a los 3700 muestra una
intensificación respecto del campo medio. En 23°S el máximo a sotavento
de la cordillera desaparece (figura no mostrada). En 3005 no se observa
ningún patrón significativo, aunque durante el verano se destaca la
presencia de un débil máximo del sector norte al este de Ia cordillera de
los Andes, este máximo no se encuentra conectado con latitudes
tropicales.
El análisis previo destaca mediante los campos anteriormente
mostrados la presencia de convergencia de humedad en la SEAREA.Con
el objetivo de estimar el transporte y Ia convergencia de humedad sobre
esta región se ha calculado el balance de humedad utilizando la
metodología descripta en el capítulo 2.
La figura 4.27 y 4.30 muestran el balance de humedad para la
primavera y el verano respectivamente en los diferentes niveles de Ia
atmósfera y el balance total. Ambas estaciones presentan características
convergentes en toda Ia columna de la atmósfera. Mientras en el verano el
valor estimado es cercano a cero, en la primavera Ia convergencia es 7
veces mayor. Este aporte de humedad en ambos casos es provisto
fundamentalmente por Ia cara norte de Ia caja seleccionada y en segundo
plano por la cara oeste. En niveles bajos el aporte a la convergencia en la
estación cálida es generado por los flujos meridionales, dado que en Ia
dirección zonal el flujo es divergente. Es Interesante destacar que este
comportamiento persiste en niveles medios. En niveles altos el flujo es
netamente divergente, el aporte en las caras sur y norte es despreciable
frente a la fuerte componente oeste de las otras dos caras.
El balance de humedad para los CJEs durante Ia primavera y el
verano es mostrado en las figuras 4.28 y 4.31 respectivamente. La
convergencia del flujo de humedad aumenta 6 veces el orden de magnitud
en primavera y 26 veces en el verano. A pesar del valor neto de la
convergencia de primavera ser mayor, el impacto sobre la SEAREAdurante el verano muestra características excepcionales. El flujo por Ia
cara norte en ambas estaciones de la estación cálida se duplica indicando
un mayor aporte de humedad desde latitudes tropicales. El aporte por la
cara oeste sobre Ia región también es muy importante ya que
aproximadamente duplica su intensidad (menor en primavera que en
verano) y proviene de niveles medios y altos.
Durante los eventos SALL] - No Chaco (figuras 4.29 y 4.32) se
observa en ambas estaciones un comportamiento similar al campo medio
aunque los flujos muestran una intensidad mayor. AIigual que durante los
CJEs el aporte fundamental proviene de la cara norte y oeste aunque
durante estos eventos se destaca Ia componente del flujo de humedad
oeste muy intensa sobre la cara este de Ia SEAREA,Ia cual contribuye a
disminuir la convergencia en la región. Este aporte proviene en ambas
estaciones fundamentalmente de niveles medios. Mientras la convergencia
de humedad en niveles medios es más importante que la de niveles bajos
durante los CJEs, los SALLJ- NO Chaco presentan valores cercanos a cero
en Ia troposfera media.
4.7. Campos de OLRy precipitación
Los campos mostrados en este capítqu indican la presencia de
condiciones ambientales ideales para la formación de sistemas capaces de
generar precipitaciones intensas en la SEAREA durante los CJEs. La
disponibilidad de vapor agua, la inestabilidad convectiva, Ia convergencia
neta del flujo de humedad en toda Ia columna atmosférica, la divergencia
en altura del flujo asociado a Ia parte delantera de vaguada se conjugan
sobre la región para aportar positivamente a la formación de precipitación.
Las figuras 4.33 y 4.34 muestran el campo de precipitación
acumulada diaria para los CJEs y los SALLJ—No Chaco repectivamente.
Las figuras muestran en los CJEs la presencia de un máximo de
precipitación localizado en 2808 —5500 y ligeramente desplazado hacia el
oeste en el verano (2808 - 5700). Este comportamiento es coincidente
con el desplazamiento del máximo del flujo en niveles bajos. Este máximo
explica el 35% de Ia precipitación en el verano y el 58% en la primavera
sobre la SEAREA.Durante los CJEs la precipitación se encuentra debilitada
sobre el área de la SACZ, mientras durante los SALL] - No Chaco el
patrón se invierte debilitándose la precipitación sobre Ia SEAREA yaumentando sobre el área de la SACZ.
Existe una gran incertidumbre acerca de la posición del máximo de
precipitación asociado a los CJEs, como explica en el Anexo I, las
deficiencias en Ia red observacional de precipitación muestra la necesidadde verificar este resultado con una red observacional más densa.
El campo de OLRcomúnmente es utilizado para estimar Ia nubosidad
de origen convectivo. Las figuras 4.35 y 4.36 muestran el campo de OLRy
su correspondiente anomalía durante los CJEs y los SALLJ—No Chaco. Se
observa en el campo de anomalías el clásico dipolo estudiado por
numerosos autores (Casarin y Kousky, 1995; Nogués — Paegle y Mo,
1997; Liebman et. at, 1999; entre otros). Durante los CJEs (SALLJ- No
Chaco) se observa un mínimo (máximo) del campo de OLR sobre la
SEAREAy un máximo (mínimo) sobre el área de la SACZ y el Altiplano.
Esto indica la presencia de mayor actividad convectiva sobre la SEAREA
54
(el área de Ia SACZ y el Altiplano) durante los CJEs (SALU —No Chaco).
Este resultado coincide con el área de desarrollo medio de los MCC
encontrado por Velasco (1994). Torres y Nicolini (2002) en un trabajo
más actual mostraron Ia posición media de los MCSs localizada en 30°S
5800 durante el período 1985-1993. Esta localización se encuentra
contenida en el máximo de precipitación encontrado durante los CJEs. Los
autores encontraron que un 90% de los MCSsestudiados correspondían ala ocurrencia de CJEs.
250
Seüem bre Octubre Noviembre Diciembre Enero Febrero
IChaco I SALU- NoChaco
Figura 4.1: Distribución mensual de los Eventos Chaco y losSALLJ- No Chaco durante la estación cálida de 1979-1993.
2 3 4 5 6 7 8 9
ElPrimavera I verano
Figura 4.2: Frecuencia absoluta de Eventos Chaco que han duradouna cantidad especifica de días durante la primavera y el verano de1979-1993.
66
7060504030‘2010*
o _
Primavera
TII'II1987 1989
I Sallj-No Chaco1979 1981
I Chaco1983 1985 1991 1993
70605040302010
0
Vera no
I"Illlllllllll1979 1981 1983 1985 1987 1989 1991
I Chaco I SaIIj-No Chaco1993
Figura 4.3: Variación interanual de los días Chaco y los SALL]- NO Chaco durantela primavera (panel superior) y el verano (panel inferior) del período de 1979-1993.
67
a) Choco Primavera Choco-Primavera50 hPo
Figura 4.4: Compuesto del Viento (vectores) e intensidad del viento (ms-1,sombreado para valores mayores a 4 ms-l) en 850 hPa para los Casos Chaco Jetdurante la primavera (a) y el verano (b) correspondiente a los campos del ERA.Compuesto de Ia anomalía del viento en 850 hPa para los Casos Chaco Jetdurante la primavera (c) y el verano (d) correspondiente a los campos del ERA.Las áreas sombreadas representan valores significativos al 95% según el test deStudent. El contorno de la cordillera de los Andes ha sido sombreado en negropara valores superiores a 1500m.
Chaco Primavera Chaco - Primaveraa) 300hPa C)
HW ":0. 1M
b) ChacoVerano Chaco- Verano300 hPa
l - xM Ilol IM WI BOI TW WI SW WI 10' 20'W
Figura 4.6: Compuesto de líneas de corriente e intensidad del viento (ms-1,sombreado para valores mayores a 25 ms-1) en 300 hPa para los Casos Chaco Jetdurante la primavera (a) y el verano (b) correspondiente a los campos del ERA.Compuesto de la anomalía del geopotencial en 300 hPa para los Casos Chaco Jetdurante la primavera (c) y el verano (d) correspondiente a los campos del ERA.Las áreas sombreadas representan valores significativos al 95% según el test deStudent.
70
SALLJ No Chaco Primavera SALLJ No Choco — Primaveraa) 300 hPa C)
SALLJ No Chaco — Verano
Figura 4.7: Idem Figura 4.6 para los Casos SALL]- No Chaco
7l
Choco Primavera Choco — Primaveraa) Divergencío300 hPa C)
b) ChocoVerono Choco —VeranoDivergencío 300 hPa
Figura 4.8: Compuesto de Ia divergencia del viento (10'5 5'1) y su correspondienteanomalía respecto al campo medio en 300 hPa para los Casos Chaco Jet durantela primavera (a - c) y el verano (b - d) correspondiente a los campos del ERA.Enlas figuras a y c) se muestran en campo de geopotencial en 300 hPa de Iacorrespondiente estación. Se han sombreado los valores de divergencia yanomalía de divergencia menores que cero.
72
a) SALLJ-NoChoco Primavera SALLJ-NoChoco - PrimaveraDivergencno 300 hPauva
lm 1,. ¡os
255 V 255.. r355us ' ¿gyo r -.J ‘
___92 . 0.25 ' ' 2.o.."unos-mmmeswwssusoI4sImsst-"h
b) SALL_J- No Choco Verano SALLJ-NoChaco - VeranoDIvergencio 300 hPa
Figura 4.9: Idem Figura 4.8 para los SALL]- No Chaco.
73
h P ' _a) C oïgoorllTPod/em Choco-Primavera
S
¡20' HW
Choco-Verano1000 hPob) ChocoVerono d)
Figura 4.10: Compuesto del Geopotencial en 1000 hPa para los Casos Chaco Jetdurante la primavera (a) y el verano (b). Compuesto de Ia anomalía degeopotencial en 1000 hPa para los Casos Chaco Jet durante la primavera (c) y elverano (d) correspondiente a los campos del ERA. Las áreas sombreadasrepresentan valores significativos al 95% según el test de Student. El contorno dela cordillera de los Andes ha sido sombreado en negro para valores superiores a1500m.
74
SALLJ No Choco Primaveraa) 1000hPo C)
¡on Y} 1M-%no \ 'a 7 W x
[o g. ¿{xxIzo x39 1/losfl \\
SOS
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|20I "UI |WI 90' BOI 70' 60' SOI 40' 10' 20' WI |20I "OI |WI 90' WI 70' 60' SOI 40' JW 20' WI
b) SALLJNo ChocoVerano1000 hPa SALLJ No Choco-Verano
——u— " ' -|20I "al |WI 90' 60' 70' 60' SOI ¿OI .WI 20! WI 20' "OI lOOI 90' SOI 70' 60' SOI ¡OI JW 20" lo!
Figura 4.11: Idem Figura 4.10 para los SALIJ - No Chaco
75
a) ChacoPrimaverato Cruzc)
Son Resistencia Buenos Aires
JW no JW
¿oo IW ¡W
son M SN
W m ¡00
no 700 no
GW ooo W
no no M
""'- z-u-¡o 4 -o -7 -o -s -4 -J -2 -I o I a w'- 2-u-Io 4 -o .7 4 -s -4 -J -2 .1 o | z - z-u-¡o -| -a -1 -e -s -- -: -2 -I o i 1
d) ChacoVerano . _ ISanto ruz Resustencio Buenos Aires
no JW 300
5 fi E
5 E 55 Efi fi
EEE-2-"-'°-° -l -7-¡ -5 -d -J -2 -I o I 2 -2-u-io-o-a-14-3-4-1-2-l o I 2 -1-I|-|o.9-0-1—64-14-24o l 1
Figura 4.12: Compuesto de la componente meridional del viento (ms-1 , líneasólida y círculo) para los Casos Chaco Jet y campo medio (ms-1 , línea sólida) parapuntos cercanos a Santa Cruz de Ia Sierra (a y d), Resistencia (b y c) y BuenosAires (c y f) durante la primavera (fila superior) y el verano (fila inferior)correspondiente a los campos del ERA.
76
a) SALLJNo Chaco Primavera b) C)Santa Cruz Resistencia Buenos Aires
no JM no
GW ¿W ¿W
M SN SW
un W ¡0°
no 7m TW
no no no
M M M
- l-lo -9 -B -7 -6 -5 -l -J -1 -| 0 | 2 J - |-|° -, -0 -7 -I -! -4 -) -1 -| 0 | 1 J - l-lo -9 -l -7 -C -S -l -J -2 -| 0 l 2 J
d.)SALLJ No Chaco Verano
Santo Cruz Resistencia Buenos Aires
JW JW JW
4M 4M W
sao SW SW
IW m “o
70° no m
no m no
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.I-l0-9-l-7-l-5-I -.\-1-| o | z J -|-Io-I-a-7-0-s-4-l-1-I o I 2 l "zu-¡o-o-an 4-5-4 -J-1 -| o | 1 J
Figura 4.13: Idem Figura 4.12 para los Casos SALL]- No Chaco
77
a) Choco Primavera1000/500 hPo
. os .
|20I "OI 10W 90' 70' 60' 50' ¿OI 30' 20' WI |20I "OI |WI 90' WI 70' 60' 50' ¡OI JO. 20' |0I
b) ChocoVerano d)1000/500 hPo Choco-Verano
way '7io “L , ' ' " '. ‘-¡ - r9}ÉM‘
--\
os ' -{\-'izwuwimmmvwmmmmmw
Figura 4.14: Compuesto del espesor 500/100 para los Casos Chaco Jet durante Iaprimavera (a) y el verano (b) correspondiente a los campos del ERA.Compuestode la anomalía del espesor 500/100 para los Casos Chaco Jet durante laprimavera (c) y el verano (d) correspondiente a los campos del ERA. Las áreassombreadas representan valores significativosal 95% según el test de Student.
a) SALLJNo Choco Primavera _1000/500 hPa SALLJNo Choco-Primavera10“ I 1; V _ww , ‘°" ‘W .2 y "
70s _\ >. 1|20| ||0I El 90' WI 70' 60' SOI ¿OI JW 20' WI
SALLJ No Choco-Verano‘Ü
US ‘ c ’
12W HW |W' m M 7” m M ¿W m NI
Figura 4.15: Idem Figura 4.14 para los SALL]- No Chaco
79
a) Chaco Primavera850 hPa c) Chaco - Primavera
166———-'
¡nu-m1w7wmmmmmwlmu "¡mareo-1sMIGSIMSSIWIQIWIJSIM
Chaco Verano
b) 850 hPa Cl) Chaco - Verano
inutmuwmoswmís'ïvmns-muuun ) \ \¡nulm7sI7OI65IwI55Isa-45Immlyn
Figura 4.16: Compuesto temperatura potencial equivalente y su correspondienteanomalía en 850 hPa para los Casos Chaco Jet durante la primavera (a y c) y elverano (b y d) correspondiente a los campos del ERA.El contorno de la cordillerade los Andes ha sido sombreado en negro para valores superiores a 1500m.
a)
b)
SALLJ No Chaco Primovero850 hPa
"hummmmmwlssvmmmmun
SALLJ No Chaco Verano850 hPa
“IMMTSIMSSISWSSISOIISIMJSIMI
c)
d)
SALLJ No Chaco — Primavera
"¡Immmmmmsslsolmmmu
SALLJ No Chaco - Verano
un. "\ /ansvmnumssvmssvso-as-mmm
Figura 4.17: Idem Figura 4.16 para los Casos SALLJ- No Chaco.
a)
Choco Primavera - 17S Choco - Primavera
._ VVV
Choco - Verano
Figura 4.18: a) Corte vertical compuesto de la temperatura potencial equivalente(columna izquierda) y su correspondiente anomalía (columna derecha) para losCasos Chaco Jet durante primavera (fila superior) y verano (fila inferior)correspondiente a los datos del ERA . b) Idem a) para 30°S El perfil de lacordillera de los Andes ha sido sombreado en negro.
82
b)
Chaco Primavera - 305 Chaco - Primavera
l". "v \) Im" \6\
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1
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Íno no
m 1.“:K \-'
l | .‘ï -. z“samantha zo- anummmmmmmmmmwn
Chaco Verano - 308 Chaco - Veranoi
Figura 4.18: continuación.
a)
SALLJ No Choco Primavera - 17s SALLJ No Chaco - Primavera\./
O
SALLJ No Choco Verano — 17s SALLJ No Choco - Verano
Figura 4.19: Idem Figura 4.18 para los Casos SALLJ- NO Chaco
84
b)
SALLJ No Chaco Primavera - 305 SALLJ No Chaco - Primavera¡{y
SALLJ No Choco Verano - 308 SALLJ No Chaco - Verano
Figura 4.19: continuación.
a)300
400
500
600
700
800
900
320 340 350
b)
300 6.,“
400
i600 gn
700 a; Web°°°oo.
k VUOQQO‘O‘O800 ‘ooggd900 mm °°°cbofi
320 330 340 350
Figura 4.20: Perfil vertical compuesto de la temperatura potencial equivalenteobservada en Resistencia a las 12 UTC para los Eventos Chaco (línea negra ycírculos blanco), SALL] - No Chaco (línea negra y cuadrados interior gris) y elcampo medio (línea negra) durante Ia primavera (a) y el verano (b).
Ch Pr'movero C _a) ati/oeste;Q ) Chaco - Primavera
n... , , v \ _- - " ,r _° f of
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200 100
b) ChocoVeranoVector Q
200 100
Figura 4.21: Compuesto de transporte de humedad integrado en la vertical(vectores y /Qj sombreado a partir de 100 kg rn'1 5'1) y su correspondienteanomalía para los casos Chaco Jet para la primavera (a - c) y el verano (b - d)correspondiente a los campos del ERA1979-1993.
87
SALLJ No Chaco - Primaverao ._
200 _.1oo
Figura 4.22: Idem Figura 4.21 para los Casos SALL]- No Chaco.
88
Chaco - Verano
Figura 4.23: Compuesto de anomalía de Ia divergencia de transporte de humedadintegrado en la vertical (se muestran solo los valores menores a cero en 10-5kgm-2 5'1) para los casos Chaco Jet para la primavera (a) y el verano (b)correspondiente a los campos del ERA 1979-1993. Los vectores muestran elcampo de Q mostrado en Ia figura 4.20.
SALLJ No Choco - Primavera SALLJ No Chaco — Verano
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1/>. ' ' ' /"a’¡io \70' WI'I “tu 75- ss- ssI son 45- 40- m w
100
Figura 4.24: Idem Figura 4.23 para los Casos SALLJ- No Chaco.
a)
Choco Primavera — 17S Choco — Primavera
Choco Verano - 17s Chaco - Verano.._ Z I m
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Figura 4.25: a) Corte vertical compuesto de la el transporte de humedadmeridional (columna izquierda) y su correspondiente anomalía (columna derecha)para los Casos Chaco Jet durante primavera (fila superior) y verano (fila inferior)correspondiente a los datos del ERA. b) Idem a para 30°S El perfil de la cordillerade los Andes ha sido sombreado en negro.
90
b)
Choco Primovero - 308
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50
Figura 4.25: continuación.
Chaco - Primavera
Choco — Verano
91
a)
SALLJ No Chaco - PrimaveraSALLJ Na Chaco Primavera — 17S
3°“ /I Joe
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Figura 4.27: Flujo neto de humedad integrada en niveles bajos (arriba izquierda),niveles medios (medio izquierda), niveles altos (abajo izquierda) y en toda Iacolumna atmosférica (derecha) sobre la región comprendida por 20-4005 y 456400 durante Ia primavera calculado a partir de los datos del ERA.
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Figura 4.28: Flujo neto de humedad integrada en niveles bajos (arriba izquierda),niveles medios (medio izquierda), niveles altos (abajo izquierda) y en toda lacolumna atmosférica (derecha) sobre la región comprendida por 20-4008 y 456400 para los eventos Chaco Jet durante la primavera calculado a partir de losdatos del ERA.
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Figura 4.29: Flujo neto de humedad integrada en niveles bajos (arriba izquierda),niveles medios (medio izquierda), niveles altos (abajo izquierda) y en toda lacolumna atmosférica (derecha) sobre Ia región comprendida por 20-4008 y 456400 para los Casos SALlJ No Chaco durante la primavera calculado a partir delos datos del ERA.
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Figura 4.30: Flujo neto de humedad integrada en niveles bajos (arriba izquierda),niveles medios (medio izquierda), niveles altos (abajo izquierda) y en toda lacolumna atmosférica (derecha) sobre la región comprendida por 20-4008 y 456400 durante el verano calculado a partir de los datos del ERA.
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Figura 4.31: Flujo neto de humedad integrada en niveles bajos (arriba izquierda),niveles medios (medio izquierda), niveles altos (abajo izquierda) y en toda lacolumna atmosférica (derecha) sobre la región comprendida por 20-4005 y 456400 para los Casos Chaco Jet durante el verano calculado a partir de los datosdel ERA.
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Figura 4.32: Flujo neto de humedad integrada en niveles bajos (arriba izquierda),niveles medios (medio izquierda), niveles altos (abajo izquierda) y en toda Iacolumna atmosférica (derecha) sobre la región comprendida por 20-4005 y 456400 para los Casos SALL]No Chaco durante el verano calculado a partir de losdatos del ERA.
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99
a) Choco PrimaveraPrecip (mm/dio)
b) ChocoVerono d)Precip (mm/dia) Anomoly (mm/doy)
Figura 4.33: Compuesto de Ia precipitación acumulada en mm día'1 (valoressuperiores a 5 mm día-1Lhan sido sombreados) para los Casos Chaco Jet duranteIa primavera (a) y el verano (b) correspondiente a los campos observados.Compuesto de la anomalía de Ia precipitación acumulada en mm día'1 (valoressuperiores a 2 mm día'1 han sido sombreados) para los Casos Chaco Jet durantela primavera (c) y el verano (d).
SALLJ No Chaco PrimaveraPrecip (mm/dia) Anomoly (mm/doy)
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SALLJ No Choco VeranoPrecip (mm/dia)
Figura 4.34: ¡dem Figura 4.33 para los SALLJNo Chaco
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Figura 4.35: Compuesto de Ia radiación de onda larga saliente en Wrn'2 (valoresinferiores a 230 Wrn'2 han sido sombreados) para los Casos Chaco Jet y sucorrespondiente anomalía (las áreas sombreadas representan valoressignificativos al 95% según eI test de Student) durante Ia primavera (a - c) y elverano (b - d).
102
SALLJ No Chaco — Primaveraa) SALLJNo cagao Primavera C)
Figura 4.36: idem figura 4.35 para los SALL]No Chaco
103
Ca ítqu 5
Evolución temporal de los eventos Chaco z SALL]No Chaco durante Ia estación cálida del
Hemisferio Sur.
Este capítqu describe evolución temporal de la composición de los
casos Chaco y SALU No Chaco centrando la atención en sus
características dinámicas y termodinámicas en la escala sinóptica y sus
principales diferencias.
El día del evento, ana/¡zado en el capítulo anterior se denominará día0. Dos días antes de la ocurrencia del evento recibirá el nombre de día -2,
el día previo del evento será denominado día -1, mientras que e/ día
posterior será llamado día +1.
5.1. Patrones de circulación en capas bajas
La evolución temporal del campo medio de geopotencial en 1000 hPa
para la composición de los CJEs y los SALL]No Chaco en la primavera y el
verano es mostrada en las figuras 5.1 y 5.2.
Los CJEs presentan el desarrollo de Ia baja sobre el área del Chaco
paraguayo el día -2, mientras que el Anticiclón del Atlántico Sur dominasobre la costa este de Sudamérica.
Durante el día -1 se observa una intensificación de la DNOAcentrada
en 30°S e inmediatamente al este de los Andes. Durante el verano, el
desarrollo de la DNOAse conjuga con la zona de baja presión existente en
el Chaco paraguayo formando una extensa vaguada centrada en 6500,
que se desarrolla desde 45°S hasta 2005.
En el día 0, se observa en ambas estaciones la intensificación de la
baja sobre el Chaco y un desplazamiento hacia el norte de Ia DNOA. El
centro de Argentina y norte de Ia Patagonia se encuentra dominada por un
sistema de alta presión durante el día +1 en la primavera (en el verano no
104
se observa ningún sistema dominante en esta región). La DNOA
desaparece en ambas estaciones y la baja sobre el área del Chaco sedebilita ubicándose en 20°S (22°S) en primavera (en verano).
El campo de geopotencial en 1000 hPa durante los eventos SALL]No
Chaco está dominado por la presencia del Anticiclón del Atlántico Sur. La
baja sobre el área del Chaco se encuentra debilitada respecto a laintensidad mostrada durante los CJEs, excepto en el día 0. La DNOAno
está presente durante la formación de estos eventos, aunque en Ia
primavera el día —1la DNOAse encuentra débilmente presente induciendo
un flujo hacia el sur.
El campo de anomalías de geopotencial en 850 hPa para los CJEs y
los SALL]No Chaco en la primavera y el verano es mostrado en las figuras
5.3 y 5.4.
Estos campos remarcan los resultados señalados anteriormente.
Durante los CJEs se observa en el día -2 una débil perturbación ciclónica
sobre el sur de Bolivia y Paraguay en ambas estaciones. En el día -1 una
perturbación ciclónica intensa se encuentra localizada en 47°S - 7100, yotra se extiende a sotavento de los Andes asociada a Ia intensificación de
la DNOA. En el día 0 la perturbación ciclónica se mantiene sobre la región
patagónica y se intensifica fuertemente Ia perturbación asociada a la bajadel Chaco.
El día +1 muestra un signo opuesto en el campo de anomalías
inmediatamente al este de los Andes, lo que indica que la DNOAse ha
llenado y Ia baja del Chaco se encuentra debilitada. La perturbación
ciclónica presente en la región patagónica se desplaza hacia los 38°S
5000 en primavera (45°S - 4800 en verano).
La evolución temporal del campo de anomalías de geopotencial en
850 hPa para los SALU No Chaco en ambas estaciones muestra
nuevamente que tanto los dos días previos como el día +1 el campo
presenta un carácter anticiclónico, anomalías positivas dominan toda Ia
región excepto el día 0. En este día se observa una intensificación de Ia
baja del Chaco y sobre la región del Atlántico sur Ia formación de una
depresión ubicada en 40°S —5000 en ambas estaciones.
5.2. Flujo en capas bajas
La evolución temporal del campo medio del viento y su intensidad en
850 hPa para Ia composición de los CJEs y los SALL] No Chaco en la
primavera y el verano es mostrada en las figuras 5.5 y 5.6.
Los CJEs presentan en el día -2 un máximo de Ia intensidad del viento
del sector noroeste cercano a la zona de STA,y hacia el sur de los 25°S se
presenta con una componente del este débil durante ambas estaciones.El día -1 se observa una intensificación del viento hacia el sur de los
25°S, alcanzando hasta los 35°S. EI viento se intensifica y canaliza
inmediatamente al este de los Andes para aumentar su extensión hacia eleste en el día 0.
Durante el día +1 se observa un retraimiento hacia el norte de la
intensidad del viento, una intensa componente del sector sur domina
sobre el centro de Argentina en Ia primavera (en el verano el viento sobre
el centro de Argentina posee una débil componente del sector este).
Los SALL] No Chaco presentan en Ia evolución temporal un campo
con velocidades más débiles durante todos los días estudiados frente a los
campos mostrados para los CJEs.El día -2 se observa cercano a STA viento débil del sector norte. El
día -1 se presenta una intensificación del viento sobre Ia región de STA,
aunque inferior a la mostrada durante los CJEs. La región central de
Argentina se encuentra dominada por vientos del sector este - noreste en
ambas estaciones. Mientras en el día -1 durante la primavera muestra en
850 hPa un patrón similar durante CJEs y SALLi- No Chaco sobre
Argentina, en verano Ia señal es diferente.
El día +1 el máximo cercano a STA se debilita desplazándose hacia el
norte, hasta 1508 en ambas estaciones. La región central de Argentina y
106
Uruguay se encuentra dominada por vientos muy débiles del sector este sudeste durante el día +1.
5.3. Patrones de circulación en capas altas
La estructura del campo de altura puede observarse en las figuras
5.7, 5.8, 5.9 y 5.10. En las dos primeras figuras mencionadas se han
graficado líneas de corriente, la intensidad del viento en 200 hPa superior
a 25 ms'l, y el contorno de la divergencia superior a 0.25*10's s'l,
mientras que en las dos figuras restantes se ha graficado el campo de
anomalías de geopotencial respecto de cada estación en 200 hPa para los
CJEs y los SALLJ No Chaco.
A grandes rasgos en ambas estaciones se observa durante los CJEs
que el campo se encuentra dominado por una perturbación ciclónica que
ingresa desde el Pacífico Sur y se desplaza rápidamente hacia el este,mientras en los SALL]No Chaco el cono sur de Sudamérica se encuentra
dominado por una cuña de gran escala y una débil vaguada localizada en4500.
En los CJEs durante el día -2 se observa un campo zonal sobre el
cono sur de Sudamérica, asociado a un intenso máximo del viento
alrededor de los 30°S en primavera. Durante el verano la intensidad del
viento disminuye frente a la primavera pero la configuración zonal semantiene.
El día -1 se insinúa la presencia de la vaguada en niveles altosubicada en 8500 la cual se encuentra en fase con una intensa anomalía
de geopotencial en ambas estaciones. La posición del máximo de la
intensidad del viento es diferente dependiendo de las estaciones, mientras
en primavera se encuentra en 32°S, en el verano el máximo se desplaza
hacia el sur (3705). Relacionado a la presencia de Ia vaguada se observa
una región de divergencia inmediatamente al este de Ia cordillera de losAndes.
Durante el día 0 el eje de Ia vaguada se desplaza a los 7200,
mostrando una amplia zona de divergencia que abarca todo el centro y
norte de Argentina y Uruguay.
Durante el día +1 el eje de Ia vaguada se desplaza hacia el este y se
ubica en 6000, la zona de divergencia toma una estructura elongada condirección noroeste - sudeste centrándose en los 3208-5200.
Durante los eventos SALL] - No Chaco se observa una marcada
diferencia entre la intensidad del viento en niveles altos durante la
primavera y el verano. Mientras en el verano el jet de niveles altos
presenta una intensidad débil, en Ia primavera Ia intensidad del jet es
superior alcanzando valores que superan los 40 ms'l. La evolución
temporal de estos eventos muestra la permanencia de una cuña de gran
escala presente durante los cuatro días estudiados. Un máximo de Iaintensidad del viento se mantiene estacionario sobre el centro del cono sur
de Sudamérica y este máximo se intensifica durante los días 0 y +1. A la
salida del máximo se manifiesta una zona de divergencia Ia cual se
encuentra localizada sobre la región de la SACZ, en 30°S - 5000 con una
orientación noroeste —sudeste. El campo de anomalías de geopotencial
durante los eventos SALL] —No Chaco muestra los dos días previos y el
día posterior a Ia ocurrencia del evento la presencia de una perturbación
anticiclónica centrada en 45°S a barlovento de los Andes, la cual es
reemplazada el día 0 por una débil perturbación ciclónica sobre el norte de
Ia Patagonia.
108
5.4. Intensificación de Ia DNOA
Anteriormente se ha descripto el desarrollo de la DNOA previo a la
intensificación de la Baja del Chaco. Con el objetivo de cuantificar la
intensificación de la DNOA, se ha calculado el índice propuesto por
Lichtenstein (1981) adaptado a los campos del ERA:
INDICE:(0.5*(0.5*(ZA+Zv)+Zp)'ZL)
ZA= Altura Geopotencial en 925 hPa cercano a Antofagasta (24°S
69.7500)ZV= idem ZAcercano a Valparaíso (35.3305 - 69.7500)
Zp = idem ZAcercano a Paso de los Libres (29.7205 - 57.37500)
ZL= idem ZAcercano a La Rioja (29.7205 - 67.500)
Este índice muestra valores máximos cuando la DNOAse encuentra
intensificada y valores mínimos cuando la DNOAse encuentra en su fasemás débil.
8T aT 8T ¿Qí=’w(ld‘”‘“oï’vá+cp dt (5.2)_ 7_
1: Movimientosverticales y estabilidad
Tendencia de 4: IntercambiosTemperatura de Calor díabático
2: Advección zonalde Temperatura
3: Advección meridionalde Temperatura
Los términos correspondientes a la ecuación 5.2 han sido calculados a
partir de los datos del ERA,utilizando diferencias finitas centradas para el
cálcqu de las derivadas espaciales. La velocidad vertical ha sido estimada
109
a partir del valor de omega utilizando la relación: a) =- p g w. El cálculo de
los perfiles verticales de temperatura se ha realizado entre 925 y 775 hPa.
El término correspondiente al calor diabático ha sido calculado como Ia
diferencia entre Ia tendencia de temperatura observada y Ia suma de los
términos 1, 2 y 3.
La evolución temporal de la temperatura media diaria en un punto
cercano a La Rioja (29.7205 - 67.500) en 850 hPa ha sido calculada (tabla
5.1) con el fin de señalar el comportamiento de la temperatura en elcentro dela DNOAfiltrando la variabilidad diaria.
Chaco
Primavera Verano
Día —2 19.8 21.8
Día -—1 21.2 22.7
Día O 20.9 23.2
Día +1 17.5 20.7
SALLJ No Chaco
Primavera Verano
Día —2 18.9 20.9
Día -1 20.4 21.5
Día 0 19.1 21.7
Día +1 18.1 19.9
Tabla 5.1: Temperatura media diaria (0C) en 850 hPa
en un punto cercano a La Rioja (29.7208 - 67.500)
para los eventos Chaco y los SALL]No Chaco durante
la Primavera y el Verano calculado a partir de losdatos del ERA.
Durante los CJEs se observa un paulatino aumento de la temperatura
media entre el día —2y el día 0 (día —1en primavera), y un posterior
descenso de Ia temperatura media que alcanza los 3.40C en primavera
(2.5°C en verano) entre el día Oy el día +1.
llO
En los SALL] No Chaco se observa un comportamiento similar al
ocurrido durante los CJEs, aunque la disminución de Ia temperatura media
alcanza valores inferiores a los 2°C.
La evolución temporal del índice (ecuación 5.1) cada 6 horas para los
CJEs y los SALL] No Chaco durante la primavera y el verano se muestra
en las figuras 5.11.a, 5.12.a, 5.13.a y 5.14.a. En estos gráficos se ha
incorporado la evolución cada 6 horas de la temperatura en 850 hPa en un
punto cercano a La Rioja y el valor de la tendencia de esta variable cada 6
horas. Con el objetivo de conocer cuales son los procesos físicos que
intervienen en el cambio de temperatura se ha graficado en las figuras
5.11.b, 5.12.b, 5.13.b y 5.14.b los términos asociados a la tendencia de
temperatura expresados en la ecuación 5.2.
La evolución temporal del índice muestra la intensificación de la
DNOAhasta la hora 00 del día 0 y un posterior decaimiento durante losCJEs. La intensificación del sistema se relaciona con un aumento continuo
de la temperatura hasta el día -1 y un posterior descenso a partir del día
O. Esto sugiere que el debilitamiento de la DNOAestá relacionado con la
incursión de aire frío que penetra desde el sur durante los CJEs. Es
evidente una marcada oscilación diaria inmersa en este proceso,
especialmente durante la primavera.
El término relacionado con los movimientos verticales y la estabilidad
muestra un carácter dominante durante la primavera, mientras que eltérmino relacionado con el calor diabático domina durante el verano.
Los términos advectivos son despreciables frente a los términos 1 y 4durante ambas estaciones.
En la primavera la subsidencia forzada generada asociada al sistema
frontal que se encuentra en 39°S produce un aumento de la temperaturaen 850 hPa desde el día -1 hasta las 18 UTCdel día Chaco. El término del
calor diabático aporta negativamente al aumento de temperatura excepto
a las 18UTC. Durante el día 0 este aporte negativo se maximiza
produciendo el descenso de la temperatura en 850 hPa y así eldecaimiento de la DNOA.
lll
En el verano no se observa subsidencia a sotavento de los Andes
dado que la posición media del frente se encuentra desplazada hacia el
sur respecto de la primavera a la latitud central de la DNOA.El término de
calor diabático es dominante y su aporte es positivo durante todas las
horas excepto a las 06UTC. Como se ha mencionado anteriormente, los
términos advectivos son despreciables en este lugar geográfico.
Resultados similares fueron encontrados por Seluchi et. al. (2002) al
estudiar dos eventos de DNOAintensa durante el invierno y el verano.
Interesante es destacar Ia variabilidad diaria que sufre la componente
advectiva zonal, durante las 06 y 12 UTCla componente aporta en forma
positiva y durante las 18 y 00 UTC aporta en forma negativa
especialmente durante el verano tanto en los CJEs como en los SALU No
Chaco. La oscilación diaria en este proceso responde a la presencia de una
circulación local resultante de la orografía. Una componente zonal
pendiente arriba se observa en las horas de Ia tarde y pendiente abajo en
las horas de la mañana, dado que la variación de Ia temperatura en Ia
dirección zonal se mantiene positiva.
Las tendencias en la temperatura debidas a movimientos verticales
también presenta una oscilación diaria durante el verano con mayor
amplitud en la hora de mayor profundidad de Ia baja. Durante el día 0 de
los CJEs persiste el enfriamiento asociado al ascenso en Ia masa de aire
caliente por delante del frente frío.
El comportamiento de Ia DNOAdurante los eventos SALLJ No Chaco
difiere de las condiciones presentes durante los CJEs. Mientras el índice
alcanza los 88mgp en primavera (58 mgp en verano) en los CJEs, durante
los SALLJ No Chaco no supera los 58 mgp en primavera (27 mgp en
verano). La variabilidad diurna del índice domina fuertemente en la
primavera y no se observa una señal clara de una tendencia durante los
cuatro días de evolución. IaEsto se confirma con los valores de
temperatura media diaria para Ia composición de los días SALU No Chaco
estudiados, que muestran un débil aumento de temperatura hasta el día 0y una posterior disminución.
¡12
Es interesante destacar que en el día -1 durante la primavera se
observa un débil desarrollo de Ia DNOA,el cual se encuentra relacionado
con Ia presencia de subsidencia durante las primeras horas de este día.
a eostróficas del viento en ca as5.5. Com onentes eostróficas
bajas.
La intensificación de Ia DNOAdurante los CJEs explicada parcialmente
por la subsidencia forzada durante Ia primavera y por el calentamiento
diabático en el verano, intensifica la componente geostrófica del viento
hacia el sur, fundamentalmente el día —1.
Las figuras 5.15.a y 5.16.a muestran la componente geostrófica del
viento y la ageostrófica (\Vreal - \Vgeostrófico) en 850 hPa promediada
CJEs y el
respectivamente. Las figuras 5.15.b y 5.16.b muestran los mismos
diariamente para los durante la primavera verano
campos para los SALL]No Chaco.
La componente geostrófica el día -1 en los CJEs presenta direcciónnorte desde Ia cara este de los Andes hasta los 6000. Los valores
máximos en Ia intensidad se observan hacia el sur de los 2405 y estánrelacionados con la intensificación de la DNOA.
EI día O se observa un máximo en la intensidad del viento geostrófico
en Ia región cercana a STA, esto ocurre debido a Ia intensificación de la
Baja del Chaco. A partir de este máximo el flujo geostrófico se dirige haciael sudeste.
La componente ageostrófica del viento durante el día -1 y 0 posee
dirección este en toda el área a sotavento de los Andes, Io cual indica una
aceleración del viento del sector norte que favorece el desarrollo de los
CJEs. La intensidad de la componente ageostrófica es menor durante el
verano respecto de la primavera sobre el nordeste de Argentina, sur de
Brasil y Uruguay. Este análisis confirma la diferencia entre las direccionesdel viento total en las dos estaciones.
113
Las componentes geostrófica y ageostrófica del viento en 850 hPadurante los eventos SALL]No Chaco presentan características diferentes a
los CJEs, fundamentalmente en verano.La diferencia más notable se observa el día 0 cuando el desarrollo de
la componente geostrófica del viento desde STA se dirige hacia el este
sobre el paralelo de 2205. La ausencia de Ia DNOAen este día no permite
el ingreso del flujo del sector norte sobre la región central de Argentina y
Uruguay,impidiendo la formación de un CJE.
5.6. Estructura termodinámica
En la sección anterior se han descripto las características dinámicas
presentes durante los CJEs y los SALU No Chaco. Esta sección busca
describir las características termodinámicas presentes en la evolución
temporal de los eventos estudiados.
La evolución temporal del campo de la anomalía de la eee en 850 hPa
para los CJEs y los SALL]No Chaco es graficado en las figuras 5.17 y 5.18
durante la primavera y el verano respectivamente.
EI día -2 para los CJEs presenta un máximo sobre la zona de STA con
diferencias menores frente al campo medio. El día -1 el máximo se
propaga hacia el sur inmediatamente al este del los Andes y presenta
valores máximos sobre la cordillera y hacia el sur de los 35°S en ambas
estaciones. El día O el máximo se extiende hacia el este y aumenta su
intensidad en 5°C a los valores del día anterior. Una perturbación
negativa se localiza en el norte de la Patagonia durante el día 0, esta
perturbación se desplaza acompañando al frente frío sobre la región
central de Argentina durante el día +1 Iocalizándose el mínimo en 30°S
6500 durante la primavera y en 37°S - 6200 en verano.
Por su parte, durante los eventos SALLJNo Chaco se observa una
perturbación fría presente al norte de los 30°S durante los días —2,-1 y+1, día 0.
Nuevamente, como otras variables mostradas anteriormente existe unala cual es reemplazada por una anomalía positiva el
114
gran similitud entre el patrón presente en los campos del día 0 para los
SALL] No Chaco y el día —2correspondiente a los CJEs.
Se realizaron dos cortes verticales uno en 30°S y otro en 6000 con el
objetivo de conocer Ia estructura dinámica y termodinámica de Iaatmósfera en la vertical. En estos perfiles se han graficado la anomalía de
la eee, Ia componente del viento zonal en el corte en 3005, la componente
meridional del viento en el corte en 6000 y la velocidad vertical omega
multiplicada por —100 para los CJEs y los SALL] No Chaco durante Ia
primavera y el verano.
Las figuras 5.19 y 5.20 muestran los cortes verticales en 6000, en
estas figuras se han las áreas con movimientos verticales de ascenso.
El día —2, como se ha mencionado anteriormente, se verifica la
presencia de un máximo de calor y humedad cercano a los 20°S durante
los CJEs, este máximo se encuentra relacionado con movimientos de
ascenso y un flujo sostenido del norte que se extiende en toda la columna
vertical hasta los 500 hPa donde se presenta una rotación hacia el sur en
ambas estaciones, consistente con el borde oriental de la Alta boliviana.
El día —1se observa un desplazamiento hacia el sur de la anomalía de
eae, continuando los movimientos de ascenso sobre el área tropical.
Asociado a estos movimientos de ascenso se observa un sostenido flujodel día O. Los
movimientos de ascenso se generalizan en la región comprendida entre
norte que se incrementa en toda Ia troposfera el
los 40°S y los 25°S, mientras al sur de 4008 se observa subsidencia y el
ingreso de una perturbación fría detrás del frente frío.
El día +1 los movimientos verticales continúan siendo intensos peroconfinados a los 25°S. Los movimientos delatitudes inferiores a
subsidencia se incrementan fuertemente respecto del día 0 hacia el sur de
los 2508 tanto en primavera como en verano.
SALU No Chaco,
anteriormente, se observa una perturbación de eae negativa centrada en
Durante los eventos como se mencionó
2508 los días —2,—1y +1, mientras que el día 0 esta anomalía negativa es
reemplazada por una perturbación negativa, este comportamiento se
115
destaca en ambas estaciones. Los movimientos de ascenso persisten
durante los cuatro días de la evolución, maximizándose durante el día 0.
Movimientos de descenso persisten en el área al sur de los 35°S,
mostrando una intensidad mayor durante la primavera.
Las figuras 5.21 y 5.22 muestran los cortes verticales en 3008,nuevamente se han sombreado las áreas asociados a movimientos
verticales ascendentes.
Durante los CJEs se observa un incremento de la anomalía positiva de
eae, alcanzando su máxima extensión vertical y horizontal el día O, el cual
es reemplazado por aire de características frías y secas el día +1.El día
subsidente al este de los Andes, que se extiende desde niveles medios
-1 en la primavera presenta un marcado movimiento
hasta superficie produciendo un calentamiento en superficie y reforzandola DNOA.
Fuertes movimientos de ascenso que abarcan toda la troposfera asotavento de los Andes se destacan el día O. Durante los eventos SALLJ
No Chaco se observa que el área a sotavento de los Andes está dominada
por anomalías frías de Gae,movimientos de descenso, vientos débiles del
sector este en superficie y del sector oeste en altura.
5.7. Estructura de Ia precipitación
En las dos secciones previas se han descripto las características
dinámicas y termodinámicas de la atmósfera durante Ia evolución
temporal presente durante los CJEs y los SALLJNo Chaco destacando las
diferencias y similitudes entre Ia primavera y el verano. En esta sección se
busca relacionar los resultados mostrados en las secciones anteriores con
los campos de OLRy precipitación asociados con los eventos estudiados.
Las figuras 5.23 y 5.24 muestran Ia evolución temporal del campo de
anomalías de OLR respecto de cada estación para los CJEs y los SALU NoChaco.
El día -2 se observa la presencia de un máximo de anomalía de OLR
centrado en 3008-5500 en ambas estaciones durante los CJEs, una
perturbación negativa se observa localizada en 4205-7500 penetrandodesde el Pacífico Sur en ambas estaciones. El día -1 se intensifica la
perturbación positiva y se desplaza hacia el norte hasta alcanzar los 25°5
5200, durante el verano Ia anomalía positiva alcanza esta posición antes
mencionada pero se extiende sobre toda la costa del Brasil. Hacia el sur,
sobre el norte de Ia Patagonia la anomalía positiva se desplaza hacia el
nordeste para localizarse el día 0 en 3505-5800 durante Ia primavera y en30°S - 5800 durante el verano. Por otra parte en la región del Amazonas,
el Altiplano y el área de la SACZ se observan anomalías de OLR positivas
Io cual se interpreta como inhibición de la convección. Durante el día +1de
desplazamiento hacia el norte ubicándose en 2508-5200.
se observa una intensificación la anomalía negativa y un
Durante los eventos SALL] No Chaco se observa una intensificación
paulatina de la zona de convección sobre el Amazonas que se extiendehacia el área de la SACZ. El día O la convección se encuentra reforzada
sobre el área de la SACZ, especialmente en primavera, observándose un
desarrollo de Ia convección en el área del Altiplano la cual se refuerza el
día +1.
Las figuras 5.25 y 5.26 presentan Ia evolución temporal del campo de
precipitación observada para los CJEs y los SALU No Chaco en la
primavera y el verano. Dado que los valores de precipitación son
acumulados hasta las 12UTC del día correspondiente a la evolución
temporal, los campos pueden mostrar un desfasage temporal frente a los
demás campos anteriormente analizados. Esta limitación ha sido explicadaen el Anexo I.
En el día —2se destaca un máximo de precipitación localizada en el
área de la SACZ durante los CJEs tanto en primavera como en verano. El
máximo de precipitación centrado en SIS durante la primavera se asocia
con Ia posición del máximo anomalía de Gae,el desarrollo hacia el sur de
ll7
los movimientos verticales y el inicio del transporte de vapor de agua
hacia el sur. Durante el verano Ia precipitación se localiza en el día -1 en
3405 —6200.
El día O la precipitación se extiende sobre el nordeste de Argentina,
hacia el este del máximo del flujo en 850 hPa. Durante la primavera el
flujo posee una dirección noroeste —sudeste desde STA, mientras que en
verano el flujo posee una dirección norte —sur. Este resultado concuerda
con el área de formación de Ia precipitación ubicada en 2805-5400 en la
primavera y un gran máximo extendido sobre todo el nordeste de
Argentina con dos máximos ubicados en el norte de Santa Fe (3008-6000)
y otro de menores dimensiones localizado al sur de Paraguay (26°8
5700).
El día +1 la zona de precipitación se desplaza hacia el noreste,
respecto a su posición en el día 0, asociado al desplazamiento hacia elnoreste del sistema frontal.
En los eventos SALU No Chaco se observan diferencias en la
intensidad de Ia precipitación durante el verano y la primavera. Mientras
los valores son muy débiles durante Ia primavera a pesar del las
condiciones divergentes de altura, en el verano Ia precipitación seextiende sobre el área de Ia SACZdurante los cuatro días de la evolución
temporal estudiada. El día O en verano muestra un máximo extendido
sobre la región del noroeste argentino que abarca la cara este de los
Andes, el cual está relacionado con Ia circulación del este dominante en
niveles bajos que transporta humedad desde el Océano Atlántico.
118
Día-2
Día+1
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Figura 5.1:Evolución temporal del campo de geopotencial en 1000 hPa para los CasosChaco Jet (columna izquierda) y a los SALLJ No Chaco (columna derecha) durante laprimavera correspondiente a los campos del ERA.El contorno de la cordillera de los Andesha sido sombreado en negro para valores superiores a 1500m. H9
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Figura 5.2: idem figura 5.1 durante el verano.
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+ 255 255
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Figura 5.3: Evolución temporal de la anomalía de geopotencial en 850 hPa para los CasosChaco Jet (columna izquierda) y a los SALU No Chaco (columna derecha) durante laprimavera correspondiente a los campos del ERA.El contorno de la cordillera de los Andesha sido sombreado en negro para valores superiores a 1500m. 121
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idem figura 5.3 durante el verano.Figura 5.4
122
Día-2
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Día+1
Figura 5.5: Evolución temporal del viento (vectores) e intensidad del viento (mS'ï,sombreado para valores mayores a 4 m5'1) en 850 hPa para los Casos Chaco Jet(columna izquierda) y a los SALL] No Chaco (columna derecha) durante la primaveracorrespondiente a los campos del ERA. El contorno de Ia cordillera de los Andes ha sidd23sombreado en negro para valores superiores a 1500m.
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Figura 5.6: idem figura 5.5 durante el verano.
Dia-1
Día+1
Figura 5.7: Evolución temporal de líneas de corriente e intensidad del viento (m5'1,sombreado para valores mayores a 25 mS'l) en 200 hPa para los Casos Chaco Jet(columna izquierda) y a los SALL] No Chaco (columna derecha) durante la primaveracorrespondiente a los campos del ERA.Se ha graficado el contorno de 0.25*10's 5'1 del25campo de divergencia.
126
Figura 5.8 : ¡dem figura 5.7 durante el verano.
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Figura 5.9: Evolución temporal de la anomalía de geopotencial en 200 hPa para los CasosChaco Jet (columna izquierda) y a los SALL] No Chaco (columna derecha) durante laprimavera correspondiente a los campos del ERA.
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Figura 5.10: idem figura 5.9 durante el verano.
128
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Día +1152 oóz
Día 0152
Día -1lizDía -2
Figura 5.11: a) Evolución temporal cada 6 horas del índice de intensidad de la DNOAenrojo, la temperatura en 850 hPa en verde y la variación de la temperatura en 850 hPacada 6 horas en azul en un punto de la retícula del ERAcercano al centro de la DNOA(29.7205 - 67.500) para el compuesto de los eventos Chaco durante la primavera . b)Evolución temporal de las componentes de la ecuación de la tendencia de temperaturacada 6 horas descriptas por la ecuación 5.2, el término -w (yd- y) en rojo, el término u(BT55°/ax) en azul, el término -v(aT35°/ay) en amarillo y el término Cp‘1(dQ/dt) ennaranja para los eventos Chaco durante la primavera. .
[29
28 90
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Figura 5.12: idem Figura 5.11 para los eventos Chaco durante el verano.
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152 oóz
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Día +1
Figura 5.13: idem Figura 5.11 para los eventos SALU - No Chaco durante la primavera.
131
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10' 0 I 1 I u002 122 OOZ 122 OOZ 122 OOZ 122
a; TasaIndice Día -2 Día -1 Día o D1a +1
b)
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Día -2 Día -1 Día 0 Día +1
Figura 5.14: idem Figura 5.11 para los eventos SALLJ—No Chaco durante el verano.
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Figura 5.15: Evolución temporal de la componente geostrófica (columna izquierda, laintensidad se ha sombreado para valores mayores a 4 m5'1) y ageostrófica (columnaderecha, la intensidad se ha sombreado para valores mayores a 2 m5'1) del viento en 850hPa para los eventos Chaco (a) y para los SALU No Chaco (b) durante Ia primavera. Laaltura de Ia Cordillera superior a los 1500 m ha sido sombreada en negro.
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Figura 5.16: ¡dem Figura 5.15 durante eI verano.
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Figura 5.17: Evolución temporal de la anomalía de Ia temperatura potencial equivalenteen 850 hPa . El contorno de la cordillera de los Andes ha sido sombreado en gris paravalores superiores a 1500m.
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Figura 5.18: idem figura 5.17 durante el verano.
Figura 5.19: Corte vertical 6000 de la evolución temporal de la anomalía de Iatemperatura potencial equivalente (contornos), la componente meriodional del viento y (1)*omega*(102) (vectores) para los Casos Chaco Jet (columna izquierda) y a los SALL]No Chaco (columna derecha) durante Ia primavera correspondiente a los campos del ERA.El contorno de la cordillera de los Andes ha sido sombreado en gris.
137
5552555555Día-2
Día-1
DíaO
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Figura 5.21: Corte vertical 30°S de la evolución temporal de la anomalía de latemperatura potencial equivalente (contornos), la componente zonal del viento y (1)*omega*(102) (vectores) para los Casos Chaco Jet (columna izquierda) y a los SALIJNo Chaco (columna derecha) durante la primavera correspondiente a los campos del ERA.El contorno de la cordillera de los Andes ha sido sombreado en gris.
139
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Figura 5.23: Evolución temporal de la anomalía de OLR para los Casos Chaco Jet(columna izquierda) y a los SALL] No Chaco (columna derecha) durante la primaveracorrespondiente a los campos del ERA.
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Figura 5.24: idem figura 5.23 durante el verano.
142
Día-2a
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Figura 5.25: Evolución temporal de la precipitación acumulada hasta las 12UTC para losCasos Chaco Jet (columna izquierda) y a los SALU No Chaco (columna derecha) durantela primavera correspondiente a los campos del ERA.
143
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Figura 5.26: idem figura 5.25 durante el verano.
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144
Capítulo 6Ciclodiurno de la convección
En este capítulo se describen los resultados preliminares del cálculodel ciclo diurno de la convección utilizando observaciones de tiempo
presente en diversas estaciones sobre la Argentina.
Numerosos lugares del mundo presentan una variabilidad diaria en la
ocurrencia de convección. Wallace (1975) presenta evidencias del horario
de inicio de la convección sobre los EEUU,mostrando sobre el área de las
Rocallosas el carácter vespertino de la convección, mientras en las
grandes planicies centrales Ia convección tiene un carácter nocturno.
Garreaud and Wallace (1997) utilizando información satelital centraron su
estudio en la zona correspondiente al Amazonas y al Altiplano. Estos
autores mostraron que Ia formación de Ia convección sobre el Altiplano y
el Amazonas ocurre preferentemente por Ia tarde.
Estudios en la Argentina realizados por Paegle et al (1977), utilizando
observaciones de tiempo presente durante el verano, indican que
estaciones sobre la región oeste del país exhiben generalmente máximos
convectivos en las últimas horas de Ia tarde o primeras horas de Ia noche.
En las regiones centrales existe un máximo nocturno que se extiende
hacia Ia región de Buenos Aires, mientras en Ia costa atlántica los
máximos dominan durante la tarde. Algunos de estos resultados pueden
ser observados en la figura 4 de Garreaud and Wallace (1997): sobre lacara este de los Andes se destaca Ia formación de convección durante las
primeras horas de Ia noche, aunque en el noreste y centro de Argentina
no se observan grandes diferencias entre las horas de la mañana y lasnocturnas.
Los trabajos mencionados analizan las características generales de la
marcha diaria de la convección durante el verano. Este capítqu busca
avanzar en el conocimiento del ciclo diario de Ia convección, en particular
145
para los eventos estudiados durante la estación cálida recurriendo al
mismo tipo de observaciones que utilizaron previamente Paegle et. al
(1977).La base de datos está integrada por las observaciones de tiempo
presente cada 6 horas en 25 estaciones sinópticas de Argentina y el
significado de las categorías que se interpretan como convección sedetallan en el Anexo III.
A partir de estos datos se han obtenido frecuencias de ocurrencia de
convección para cada estación sinóptica durante la primavera y verano, en
cada una de las horas disponibles. Los resultados son mostrados en las
figuras 6.1 y 6.2.
Los campos de primavera y verano presentan características
diferentes. A las 00 UTCen la primavera se observa un máximo sobre el
noroeste del país y otro localizado en 36°S - 6400 que se extiende hacia
el área de la costa atlántica. Las mayores frecuencias se observan a las 06
y 12 UTCcon valores que exceden el 7% sobre la región cercana a SIS y
Formosa. A estas mismas horas en el área de la precordillera se verifican
los mínimos. Este mismo patrón se mantiene a las 18 UTC aunque conmenores frecuencias.
En el verano el máximo presente a las OOUTCsobre Ia pendiente
oriental de los Andes se intensifica respecto de la primavera alcanzando
valores que superan los 10.5% en Salta y el 7% en Mendoza. Estas
frecuencias disminuyen en horas de la mañana y se incrementan a partirde las 18 UTC. Un máximo centrado en Córdoba se mantiene durante las
06, 12 y 18 UTCcon valores que exceden el 10%. El área de SIS presenta
un máximo que comienza a insinuarse desde las 12 UTC y alcanza suvalor extremo de 9% a las 18 UTC.
Los rasgos más notorios del ciclo diario de la convección en el verano
se centran en una fase vespertina más clara en la pendiente oriental de
los Andes, Ia existencia de una fase nocturna en el centro del país y la
mayor ocurrencia de convección en el noreste en las horas de
calentamiento radiativo a diferencia de una fase nocturna en la primavera.
146
Se ha calculado Ia frecuencia de eventos convectivos durante los
CJEs y los SALL] - No Chaco respecto a Ia primavera y el verano. Los
campos correspondientes a estas frecuencias han sido graficados en las
figuras 6.3 y 6.4 enla primavera y 6.5 y 6.6 durante el verano.La fase de la convección durante los CJEs en las dos estaciones no
difiere significativamente del comportamiento descripto para Ia primavera.
Por lo tanto, el ciclo de la convección durante los CJEs en Ia estación
cálida no parece estar condicionado por la variación estacional.
En contraste con Io señalado anteriormente, el ciclo de Ia convección
durante los SALL]No Chaco presenta características muy diferentes entre
primavera y verano. Mientras en primavera Ia región central de Argentina
se encuentra dominada por vientos del sector sur- sudeste, durante el
verano el centro del país está dominado por vientos débiles del sector este
que aportan humedad desde el Atlántico lo cual a su vez favorece el
desarrollo de Ia precipitación sobre el centro del país y el área de ia pre
cordillera. Este aporte contribuye en el área de Córdoba a un valor
máximo nocturno del 4% a las 06UTC y persiste durante todo el día. Si
bien Ia convección es más frecuente que durante los CJEs, produce
precipitaciones más débiles. Esto resulta de un análisis comparativo de las
precipitaciones acumuladas correspondientes a los dos ensambles (verfigura 5.26).
Durante Ia primavera el máximo de frecuencia en el área de Córdoba
se encuentra ausente y domina un extremo sobre el nordeste de
Argentina que persiste durante todo el día.
Primavera
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Figura 6.1: Frecuencia porcentual de de ocurrencia de fenómenos convectivosdurante Ia primavera.
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Figura 6.2: Frecuencia porcentual de ocurrencia de fenómenos convectivosdurante el verano.
149
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Figura 6.3: Frecuencia porcentual de ocurrencia de fenómenos convectivosdurante los eventos Chaco en Ia primavera.
PrimaveraSALLJ No Chaco
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Figura 6.4: idem 6.3 durante los eventos SALLJNo Chaco en Ia primavera.
151
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Figura 6.5: idem 6.3 durante los eventos Chaco en el verano.
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Capítulo 7Conclusiones.
Los campos medios durante la estación cálida del Hemisferio Sur
destacan Ia presencia de un máximo de viento en niveles bajos cercano a
la zona de STA. EImáximo produce un transporte de vapor de agua desde
latitudes tropicales a subtropicales. Este trabajo caracteriza eventos SALL]centrando la atención en sus dos estructuras básicas, aquellos casos en
donde el flujo incursiona sobre las planicies centrales de Argentina y otros
donde el flujo se dirige hacia el sur de Brasil (sobre el paralelo de 20°S),
estos eventos se denominaron CJEs y SALL]—No Chaco respectivamente.
Diversos son los mecanismos que genera el desarrollo de un CJE o de
un SALL] - No Chaco y por ende el impacto que produce en la
precipitación sobre las diferentes zonas de Sudamérica. Las características
dinámicas y termodinámicas, sus principales diferencias y los rasgos
relevantes de los patrones de precipitación han sido resumidos en el
siguiente cuadro comparativo.
Chaco SALL] - No Chaco
Frecuencia Mayoren primavera (28%) Mayoren verano (39%)
1000 hPa DNOA y Baja del Chaco Baja del Chaco intensa.intensas.
Anticiclón Subtropical del Anticiclón Subtropical del
Atlántico cercano al continente Atlántico retirado hacia el este
200 hPa Desplazamiento hacia el este Sistemas en posición similar al
de la Alta Boliviana y hacia el campo medio.
oeste de la vaguada sobre elnordeste de Brasil.
la
cordillera de los Andes (7000).Intensificación de Ia corriente
Eje de vaguada sobre
sobre los 4500.Eje de vaguada estacionaria
Flujo zonal sobre la Argentina.
154
200 hPa en chorro polar.
Zona de divergencia en 27°S
6200 en (30°S
6500 en verano).El de
presenta un tren de ondas
primavera
campo anomalías
baroclínicas que se propagadesde el Pacífico Central hacia
el centro de Argentina.
Zona de divergencia en 22°8
4500
Flujo en 850hPa
Penetración desde STA hacia el
centro y norte de Argentina y
Uruguay.
Penetración desde STA hacia el
este sobre los 20°S.
Estructura Máximo en STA de 12 ms'1 en Máximo en STA de 7 ms'1
vertical del 850 hPa en primavera (11 ms‘1 entre 800-850 hPa en
viento - 925 hPa en verano). primavera (925 hPa en
verano).
Perfilde jet presente en SIS. Perfilde jet ausente en SIS.
1000/500 Máximocontraste de masas de Débil contraste norte —sur.hPa aire en 39°S.
Máximo calentamiento inme- Máximo calentamiento en STA.
diatamente al este de los
Andes y 22°S.Mínimo en 35°S- 7000 en
primavera (42°S en verano).an En850 hPa
Máximo extenso en el campo Máximo en el campo dede anomalías ubicado en el anomalías ubicado en STA
norte y centro de Argentina,centrado en 2205-6400
Mínimo en el norte de la
extendido hacia el este.
Patagonia.
Contraste de 13° en primavera
(14°masas de aire.
en verano) entre las
Corte vertical en la ubicación del máximo de Calor yhumedad
Anomalía importante en 17°S
en primavera, débil en verano.
Valores superiores a 120K en23°S.
Abarca hasta 300 hPa en 30°S,
con valores superiores a 70K.
Anomalía importante en 17 y
23°S en primavera (60K).
Imperceptible en 30°S
Inestabilidad Convectiva
presente desde 17°S hasta 30°S.Hasta 600 hPa en 30°S en
primavera y verano
Hasta 700 hPa (800) en 3005
en verano (primavera)
Flujos devapor de
Importantes flujos entrantes
meridionales (aporte de la cara
norte) en la SEAREA.
Importantes flujos entrantes
meridionales y zonales (aporte
de la cara norte y oeste) en IaSEAREA.
Convergenciade vapor de
Convergencia sobre la SEAREA
6 (26) veces mayor al campo
medio en primavera (verano).
Aporte de los niveles medios a
la convergencia de vapor de
agua
Convergencia sobre el norestede la SEAREA.
Aporte de los niveles medioses nulo.
Precipitación El máximo ubicado en 28°5
5500 (5700) en primavera
(verano) explica el 57% (35%)de la precipitación en laSEAREA.
Mínimo sobre el área de la
Mínimo sobre la SEAREA.
Máximo en el área sur de la
SACZ.
Mínimo sobre el sur de Ia
155
SACZ SEAREA.
OLR Actividad convectiva sobre Ia Actividad convectiva débil
SEAREA, mínimo sobre el área sobre la SACZ, mínimo sobre la
de la SACZ SEAREA
La evolución temporal presente durante los eventos CJEs y SALL] —
No Chaco es resumida en las figuras 7.1 y 7.2. En estas figuras se han
identificado los sistemas de superficie y altura más importantes, las
anomalías de temperatura potencial equivalente y Ia posición de las áreasde precipitación presentes durante los eventos estudiados.
El esquema muestra durante los CJEs la presencia de un sistema
frontal que avanza sobre la Patagonia y alcanza latitudes subtropicales el
día +1. EI frente ayuda a la formación de la DNOA durante el día -1,especialmente durante la primavera donde se observan movimientos de
subsidencia que alcanzan toda la troposfera a sotavento de los Andes. Los
primeros indicios de formación de precipitación se observan en el centro
del país relacionados con la convergencia del flujo de humedad en esaregión.
El día O se observa un máximo de calor y humedad indicado por el
campo de las anomalías de Gae. La estructura mostrada por esta
evolución indica un fuerte contraste de masas de aire de origen tropical ypolar. Las características señaladas indican la presencia de condiciones
ambientales ideales para la formación de sistemas capaces de generar
precipitaciones intensas en la SEAREAdurante los CJEs. La disponibilidad
de vapor de agua, la inestabilidad convectiva, la convergencia neta del
flujo de humedad en toda Ia columna atmosférica, la presencia de un
entorno previo al pasaje de un sistema frontal caracterizado por
movimientos de ascenso y divergencia en altura se conjugan sobre la
región para aportar positivamente a la formación de precipitación. Dentro
del aire tropical se observa la formación de sistemas precipitantes capaces
de explicar el 58% (35%) de la precipitación total de la primavera(verano) SEAREA.Esta precipitación alcanza valores extremos
157
durante la formación de los MCSs estudiados por Torres y Nicolini (2002)
donde en un 90% de los casos los sistemas están relacionados con un
CJE.
El fin del evento Chaco está condicionado fundamentalmente por Ia
posición del sistema frontal, cuando el frente cruza la latitud de 25°S el
evento Chaco finaliza para transformarse en un día SALL]que no ha sido
incluido en la muestra de SALU No Chaco. La similitud de los patrones de
anomalías de geopotencial en 200 hPa encontradas en el día Chaco + 1 y
las analizadas por Liebmann et al. (1999) para eventos SACZ intensa
dentro del dominio estudiado, muestra que los CJEs representan una señal
sinóptica dentro de la fase débil de Ia SACZ, en tanto que, el día Chaco +
1 representa la transición a su fase intensa.
En los SALU - No Chaco los patrones característicos de la evolución
temporal no muestran una clara señal sinóptica como la observada
durante los CJEs. Una vaguada permanece estacionaria, asociada a un
máximo de viento en niveles altos, durante los días estudiados
produciendo divergencia en altura y generando movimientos de ascenso
sobre el área sur de Brasil y subsidencia sobre la SEAREA.
Se realizó un estudio preliminar del ciclo de Ia convección utilizando
observaciones de tiempo presente en diferentes estaciones sinópticas
sobre Argentina, estas observaciones fueron elegidas ya que son
independientes de los campos del ERA.
La convección en Ia primavera tiende a formarse en las primeras
horas de la noche sobre el área de la cordillera, La Pampa, sur de Ia
provincia de Buenos Aires y el área correspondiente a Ia costa Atlántica
bonaerense. Hacia el nordeste, la convección retrasa su fase hacia horas
nocturnas y matutinas (03 —09 hora local) en el área cercana a SIS y
Corrientes. En Ia zona cercana a Paso de los Libres Ia convección presenta
un máximo a las 18UTC (15 hora local). Los rasgos más notorios del ciclo
diario de la convección en el verano se centran en una fase vespertina
más clara en Ia pendiente oriental de los Andes, la existencia de una fase
nocturna en el centro del país y Ia mayor ocurrencia de convección en el
noreste en las horas de calentamiento radiativo a diferencia de una fase
nocturna en la primavera.Durante los CJEs la convección se presenta fundamentalmente en las
horas nocturnas y matutinas (03 - 09 hora local) sobre todo el noreste y
centro del país, mientras en los SALL] No Chaco se observa un máximo
absoluto a las 18UTC que se ubica en Formosa y Concordia en primavera
y verano. Además en el verano la convección sobre la falda este de losAndes se intensifica mostrando un régimen principalmente vespertino
durante los SALL] No Chaco.
Los CJEs explican un 49% (38%) de la convección sobre todo el
centro y norte del país en primavera (verano), con extremos que superan
el 78% en Ezeiza, Rosario y Concordia entre los 06 y 12 UTC.
Por otra parte los SALU —No Chaco explican un 20% de la formación
de convección durante la primavera (30% en verano) con extremos que
superan el 50% en Neuquén (66% en verano a las 12UTC), Mendoza y
Salta entre las 00 y las 12 UTC.
La variabilidad diaria de los CJES y los SALL] No Chaco no se ha
considerado en esta Tesis, pero las horas de mayor intensidad de los
eventos CJEs son las 06 y 12 UTC en los datos del ERA. Estas horas
presentan Ia mayor estabilidad atmosférica y a consecuencia de esto se
El
influenciada por la corriente en chorro en capas bajas muestra a partir de
observa la mayor aceleración del viento en niveles bajos. área
un conjunto de datos independientes a los análisis del ERAla generaciónde la convección en las mismas horas del máximo en la intensidad del
viento. De este modo se comprueba la dependencia en Ia fase del jet y lapresencia de convección.
Los resultados encontrados en esta tesis permiten comprobar la
importancia del estudio de los CJEs a los fines del pronóstico del tiempo y
del clima dado el impacto encontrado en Ia precipitación sobre la SEAREA.
Sin embargo estos resultados deben ser contrastados con experimentos
de campo que permitan reducir la incertidumbre en los mismos generada
159
por las limitaciones en Ia base de datos disponible y las deficiencias
actuales en la red observacional en Ia región sudamericana.
151)
Niveles Bajos Día _1 Niveles Altos
“¡also!asummmvwn¡sa-mmm“manfinmmuanmmumsflmmmmxn
Día O
nmmmmmmmmsnsolmwasn'ïuwmumummmmmmmmmun
EE
wn: _ 75vmsnsóy'siw56'AhmwsnfionmaqélúúmüshávsüámuuuFigura 7.1: Evoluqon temporal esquematlca de los Eventos Chaco
l
Niveles Bajos Niveles AltosI
“'ï'u
Día= 0
Eü
Efifiá
¡“i‘nnánávúúmuaüámmmnmDía +1
“Tnnmmummmmmsnmmmm:
'ÏcwsnmunmmmoïlwmummIannu-mmmmmmmmaw4ammunFigura 7.2: Evolución temporal esquemátíca de los Eventos SALL]- No Chaco
162
gsmDatos de Precipitación Acumulada diaria
A.I.1. R d E i n Pl vi m' ri
Los campos de precipitación utilizados en este Tesis fueron calculados
a partir de una extensa red de estaciones pluviométricas localizadas en
Argentina, Brasil, Paraguay, Uruguay y Bolivia. La figura 2.1 indica la
distribución de las estaciones utilizadas y sus respectivas fuentes (las
estaciones son incluidas también en la figura A.I.l). La red está formada
por un total de 1305 estaciones distribuidas en forma no homogénea en
los diferentes países mencionados. EI núero de estaciones por países es:
191 en Argentina, 2 en Bolivia, 22 en Uruguay, 6 en Paraguay, 1026 en
Brasil y 58 estaciones adicionales en Argentina y Uruguay pertenecientesa la red de medición del embalse de Salto Grande. Las estaciones
utilizadas en esta Tesis han sido incluidas en las tablas A.I.1, A.I.2, A.I.3,
A.I.4, A.I.5 y A.I.6 separadas por países y fuentes.
La distribución de las estaciones presenta áreas de gran interés con
una importante deficiencia de información. Mientras Brasil presenta una
red con áreas densamente cubiertas, el resto de los países de Sudaméricadisponibles cuenta con una red de información escasa.
Particularmente el norte nuestro país presenta grandes deficiencias
en la red observacional de precipitación en dos grandes áreas. Estas
regiones son la cordillera de los Andes y su precordillera asociada y Ia
zona comprendida por el oeste de la provincia del Chaco, Formosa, norte
de Santa Fe y norte de Santiago del Estero. La segunda región
mencionada se ve altamente influenciada por el efecto de los sistemas
convectivos asociados a los CJEs según Torres y Nicolini (2002). Por este
motivo resulta imprescindible contar con una red de información más
densa en esta área para lograr un estudio adecuado de los sistemas yposterior pronóstico de estos importantes eventos.
163
Otra región que presenta un importante déficit de información
pluviométrica es el área del Mato Grosso, las planicies de Bolivia y el
Altiplano. Esta gran zona está comprendida por el noroeste de Paraguay,
sudoeste de Brasil y Bolivia. Esta región es atravesada por el corazón de
los eventos SALLJy resulta difícil obtener conclusiones acerca del impacto
del SALLJen Ia precipitación sobre esta área.
A.I.2. D F l an
La red de estaciones utilizadas muestra serios problemas con la
información faltante. La figura A.I.1 muestra un mapa con porcentaje de
información faltante y las estaciones disponibles. En el mapa se ha
graficado intervalos de frecuencia de 20% con el objetivo de presentar la
información con mayor claridad para la discusión. Este mapa brinda una
perspectiva del problema de la información utilizada, las regiones óptimas
serían aquellas que indican la presencia de estaciones en superficie yademás la falta de datos inferior al 20%.
Numerosas estaciones en el sur y centro de la provincia de Buenos
Aires, sur de Santa Fe y sobre los Andes muestran valores de falta de
datos superiores al 60%. La tabla A.I.7 muestra con mayor detalle los
datos faltantes en las estaciones de Argentina en la época cálida. En
promedio sobre todo el país los datos faltantes son un 28% en la
primavera (30% en el verano). Las estaciones que presentan mayor
información faltante son las correspondientes al INTA, el periodo de
observación comienza en 1990. Las estaciones pertenecientes al SMN
presentan una mayor regularidad en la información exceptuando algunas
estaciones que dejaron o comenzaron a operar durante el períodoestudiado.
Las estaciones correspondientes a la red uruguaya y paraguaya (tabla
A.I.8 y A.I.9 respectivamente) no presentan grandes áreas con falta de
información salvo tres estaciones en Uruguay en las cuales se encuentranausentes los datos de primavera.
164
Respecto a las dos estaciones de Bolivia (tabla A.I.10), una se
encuentra completa y los otra presenta una déficit superior al 50% en Ia
disponibilidad de Ia información.
La red de estaciones perteneciente al embalse de Salto Grande
comenzó a operar a partir 1-1-1981, a partir de esta fecha todas lasestaciones brindan su información en forma diaria.
La
disponibilidad de Ia información. La información faltante se centra en los
región del Brasil presenta una mayor disparidad en la
estados de Rio Grande do Sul, Santa Catarina y Minas Gerais, mientras elresto de los estados al sur de los 15°S muestran el área densamente
cubierta y con información faltante inferior al 20%. Dada Ia extensión de
la red de estaciones perteneciente a Brasil no se han incluido en el
presente Anexo de esta Tesis las tablas correspondientes a Ia falta de
datos asociada a dichas estaciones año por año, aunque se encuentradisponibles para su consulta.
A.I.g. Metodglggía
La metodología utilizada en esta Tesis para los datos de precipitación
acumulada diaria se ha desarrollado con el objetivo de minimizar el
impacto relacionado con los datos faltantes y Ia falta de estaciones.
Se realizó Ia interpolación espacial de los datos de precipitación
utilizando el método de krigging a una retícula de 20 x 2° en latitud y
longitud. Se consideró esta resolución espacial con el objetivo de que al
menos se incluyera una estación pluviométrica en el interior de la retícula.
Esto es válido para todos los países estudiados excepto Bolivia.
La interpolación espacial se realizó día por día con el objetivo de
minimizar el impacto de la información faltante. En algunas estaciones
sólo se dispone de periodos de uno o dos años de información, a pesar de
esto las observaciones han sido consideradas dado que esta Tesis buscacaracterizar eventos aislados durante los meses estudiados.
165
A partir de los campos de precipitación calculados para cada día de Ia
estación cálida, se calcularon los campos medios y ensambles
correspondientes a los eventos estudiados.La ocurrencia de un evento Chaco o SALL]No Chaco se definió entre
las OOy las 18UTC con los datos del ERAy los promedios de las diferentes
variables estudiadas se realizaron entre estas horas mencionadas. Dado
que la precipitación acumulada diaria se observa a las 12UTC, existe un
desfasaje entre el momento de las observaciones de precipitación y los
campos medios de las variables del ERA.
Se asigna al evento estudiado el promedio de la precipitación
correspondiente al día estudiado y al día siguiente. De este modo se
asegura que toda la precipitación ocurrida durante el episodio esté
contenida, aunque el valor obtenido exceda al real. La figura A.I.2
muestra un esquema temporal describiendo lo anteriormente mencionado.
Estos campos son utilizados en el capítqu 4, mientras en el capítqu 5
dado que se estudia la evolución temporal de los eventos se utiliza la
precipitación acumulada en las 24 horas previas a las 12 UTC del día del
episodio.
- , 1 I
-70 -65 -60 -55 -50 -45 -4O
Figura A.I.1: Porcentaje de datos faltantes en las estaciones pluviométricas durante
el período 1979-1993. Se ha incluido Ia red de estaciones utilizada. Las áreas
sombreadas en negro representan a los países no incluidosen este estudio.
167
Precipitaciónacumulada observada
a las 12 UTC
Figura A.I.2: Esquema correspondiente al cálculo de la
precipitación relacionada con los eventos Chaco o SALL]No Chaco.
159
Estación
Nombre
Latitud
Longitud
87007
LAQUIACAOBS,
-22,06
-65,36
87008
ABRAPAMPAINTA
-22,5
-65,51
87281
MERCEDESAERO(CTES)
-29,13
-58,06
87286 87289
CURUZUCUA'ITAAERO
-29,47
-57,59
PASODELOSLIBRESAER
-29,41
-57,09
87305
JACHAL
-30,14
-68,45
87311
SANJUANAERO
-31,34
-68,25
87016
ORANAERO
-23,09
-64,19
87320
CHAMICALAERO
-30,22
-66,17
87022
TARTAGALAERO
-22,39
-63,49
87042
JUJUY(CIUDAD)
-24,11
-65,18
87046
JUJUYAERO
-24,23
-65,05
87047
SALTAAERO
-24,51
-65,29
87322
CHEPES
-31,2
-66,36
87328
VILLADOLORESAERO
-31,57
-65,08
87344
CORDOBAAERO
-31,19
-64,13
87345
CORDOBAOBSERVATORIO
-31,24
-64,11
87050
METAN
-25,29
«54,43
87065
RIVADAVIA
-24,1
-62,54
87078
LASLOMITAS
87097
-24,42
-60,35
87349
PILAROBS,
-31,4
-63,53
87359
RAFAELAINTA
-31,11
-61,33
87371
SAUCEVIEJOAERO
-31,42
-60,49
IGUAZUAERO
-25,44
-54,28
87120
TUCUMANAEROI
-26,51
-65,12
87121
TUCUMANAERO
87129
-26,51
-65,06
SANTIAGODELESTEROAE
-27,46
-64,18
87146
VILLAANGELA
-27,34
-60,44
87149 87155
PCIA,ROQUESAENZPEÑA
-26,49
-60,27
RESISTENCIAAERO
-27,27
-59,03
87162
FORMOSAAERO
87163 87166
-26,12
-58,14
BERNARDODEIRIGOYEN
-26,15
-53,39
CORRIENTESAERO
-27,27
-58,46
87374
PARANAAERO
-31,47
-60,29
87385
VILLAGUAYAERO
-31,51
-59,05
87387 87393
SAUCE
-30,05
-58,46
MONTECASEROSAERO
-30,16
-57,39
87395
CONCORDIAAERO
-31,18
-58,01
87400
CRISTOREDENTOR
-32,5
-70,05
87405
USPALLATA
-32,36
-69,2
87412
SANCARLOS(MZA)
-33,46
-69,02
87416
SANMARTIN(MZA)
-33,05
-68,25
87417
LACONSULTAINTA
-33,44
-69,07
87171
GENERALPAZ
-27,45
-57,38
87173
ITUZAINGO
-27,35
-56,4
87178
POSADASAERO
-27,22
87187
OBERAAERO
-27,29
-SS,08
87418
MENDOZAAERO
-32,5
-68,47
87420
MENDOZAOBSERVATORIO
-32,53
-68,51
87436
SANLUISAERO
-33,16
-66,21
-55,58
87211
WNOGASTA
-28,04
-67,34
87448
VILLAREYNOLDSAERO
-33,44
-65,23
87453
RIOCUARTOAERO
-33,07
-64,14
87213
CHILECITOAERO
87217
-29,14
-67,26
LARIOJAAERO
-29,23
-66,49
87222
CATAMARCAAERO
-28,36
-65,46
87460
VILLAMARIA
-32,25
-63,15
87462
CANALS
-33,37
-62,55
87244 87257
VILLAMARIADELRIOSE
-29,54
-63,41
87467 87468
MARCOSJUAREZAERO
-32,42
-62,09
VENADOTUERTO
-33,4
-61,58
CERESAERO
87270
-29,53
-61,57
RECONQUISTAAERO
87276
-29,11
-59,42
BELLAVISTAINTA
-28,26
-58,55
87470 87480
ELTREBOL
-32,3
-61,4
ROSARIOAERO
-32,55
-60,47
87484
PERGAMINOINTA
-33,56
-60,33
87494
SANPEDROINTA
-33,41
-59,41
170
87497
GUALEGUAYCHUAERO
-33
-58,37
87498
MAZARUCA
-33,35
T34“
87506
MALARGUEAERO
-35,3
-69,35
87509
SANRAFAELAERO
-34,35
-68,24
87646
LOPEZJUAREZ
-37,32
87648
DOLORESAERO
-36,21
87512
COLONIAALVEAR
-67,39
87532
GENERALPICOAERO
-35,42
-63,45
87534
LABOULAYEAERO
-34,08
-63,22
87649 87658
BENITOJUAREZAERO
-37,43
SANTATERESITAAERO
-36,33
87659
FAROPUNTAMEDANOS
-36,53
87663
VILLAGESELLAERO
-37,14
87540
TRENQUELAUQUEN
-35,58
-62,44
87544
PEHUAJOAERO
8755087548
-35,52
-61,54
JUNINAERO
-34,33
-60,55
NUEVEDEJULIO
-35,27
-eo,53
87553
SANFERNANDO
-34,27
87563
LASFLORESAERO
-36,02
-59,08
87568 87569
DONTORCUATOAERO
-34,29
-58,37
SANMIGUEL
87571
-34,33
-58,44
ELPALOMARAERO
-34,36
-58,36
87574
MORONAERO
8759687576 87580
-34,4
-58,38
EZEIZAAERO
-34,49
-58,32
ISLAMARTINGARCIA
-34,11
-58,16
87582 87585
AEROPARQUEBUENOS
AIRES
-34,34
-58,25
BUENOSAIRES
-34,35
-58,29
87679 87683
PIGUEAERO
-37,36
CORONELPRINGLESAERO
-38,01
87685 87688
LAPRIDA
-37,34
TRESARROYOS
-38,2
87691
BALCARCEINTA
-37,45
87692
MARDELPLATAAERO
-37,56
-58,35
87696
MARDELPLATABN
-38,03
87715
NEUQUENAERO
-38,57
87719
CIPOLLEÏTI
-38,57
87736
RIOCOLORADO
-39,01
87741
HILARIOASCASUBIINTA
-39,23
87743
FAROELRINCON
-39,23
87750
BAHIABLANCAAERO
-38,44
87755
FAROCLAROMECO
-38,51
87758
NECOCHEAAERO
-38,29
87593
LAPLATAAERO
-34,58
-57,54
87594
LAPLATAOBS,
-34,55
-57,56
87761
CHAPELCOAERO
-40,05
87763
CATEDRAL2000
-41,15
PUNTAINDIOB,A,
-35,22
-57,17
87598
PONTONPRAC'ÏTCOS
RECALA
87610
-35,1
-56,15
SANTAISABEL
-36,16
-66,55
87616
VICTORICA
-36,13
-65,26
87619
GENERALACHA
-37,22
W
87765
BARILOCHEAERO
-41,09
87774
MAQUINCHAO
-41,15
87784 87789
SANANTONIOOESTEAERO
-4o,47
FAROSEGUNDABARRANCA
-4o,47
87623
SANTAROSAAERO
87637
-36,34
-64,16
87791
VIEDMAAERO
-40,51
87800 87803
ELBOLSONAERO
-41,58
ESQUELAERO
-42,56
CORONELSUAREZAERO
-37,26
-61,53
87814
PASODEINDIOS
-43,49
87639
BOLIVAR
-36,15
-61,06
87823
PUERTOMADRYNAERO
-42,44
87640
BOLIVARAERO
-36,12
-61,04
87642
AZULAEROI
87643
-36,45
-59,5
OLAVARRIAAERO
-36,53
-60,13
87645
TANDILAERO
-37,14
-59,15
87828
TRELEWAERO
-43,12
87839
FAROPUNTADELGADA
-42,46
87871
CAMARONES
-44,49
87874
CABORASO
-44,21
17!
LOMASDEZAMORAUN
-34,48
-58,31
35
ELCOLORADOINTA
-26,18
-59,22
GENERALPICOINTA
-35,4
-63,45
36
OLIVEROSINTA
-32,33
-60,51
GENERALVILLEGASINTA
-34,55
-62,44
ZAVALLA
-33,01
-60,53
COLONIAACHALCO
-28,28
-65,07
OBERA
-27,29
-55,08
HvalntDIN
CATAMARCAINTA
(SUMALAO)
-28,29
-65,44
PARANAINTA
-31,5
RIOTERCERO
-32,1
37
SALTAINTA
-24,54
-65,29
38
VALLEDELOSPATOS
SUPERI
-32,14
-70,06
39
JUNININTA
-33,09
-68,28
40
COLONIABENITEZINTA
-27,25
-58,56
41
CONCORDIAINTA
-31,22
-58,07
42
CONCEPCIONDEL
URUGUAYINTA
-32,29
-58,2
CHILECITO(CIUDAD)II
-29,1
PARQUEPEREYRAIRAOLA
-34,52
LASFLORES
-36,02
BARROWINTA
-38,19
43
MERCEDESINTA(CTES)
-29,1
-58,01
MARCOSJUAREZINTA
-32,41
-62,07
45
DELTADELPARANAINTA
-34,09
-58,57
46
NAVARRO
-59,18
ALTOVALLEINTA
-39,01
47
LUISBELTRAN
-3a,5
-65,15
SANANTONIOOESTEAERO
I
-4o,44
SALTOGRANDE
-31,12
48
MONTEHERMOSO
-38,59
-61,19
49
JUJUYUN
-24,1
-65,11
50
LAMARIAINTA
-2e,03
-64,15
BORDENAVEINTA
-37,51
CASTELARINTA
-34,4
SANMARTININTA(SJ)
-31,35
GUALEGUAYCHUEXP
-32,52
51
TRELEWINTA
-43,14
-65,18
52
SALADILLO(BUE)
-35,37
-59,47
LABANDAINTA
-27,45
PCIA.ROQUESAENZPENA
INTA
23
-26,52
LASBRENASINTA
-27,05
24
ARGERICH
-38,46
25
CERROAZULINTA
-27,39
26
RECONQUISTAINTA
27
-29,11
MANFREDIINTA
-31,49
28
VILLAMERCEDESINTA
-33,43
29
FAMAILLAINTA
-27,o3
30
SANJUANINTA
-31,37
31
ANGUILINTA
-36,3
32
RAMACAIDAINTA
-34,4
33
CHACRASDECORIA
34
-32,59
CORRIENTESINTA
-27,39
Latitud
83483
-17,35
83492
-17,85
83907
-54,95
-28,383
1450002
-14,1
83914
-52,4
-28,267
83927
-57,067
-29,767
83936
-53,783
-29,7
83948
-49,717
-29,35
83964
-52,5
-30,517
1451000
-14,933
1452000
-14,667
1452004
-14,083
1453000
-14,617
1453001
-14,033
83497
-17,617
83967
-51,167
-30,067
1454000
-14,417
83498
-17,717
83526
-18,167
83554
-19,017
83587
-19,817
83592
-19,617
83611
-20,417
83980
-54,1
Longitud
-31,317Latitud
1454002
-14,9
1036016
-36,95
-10,6
1457003
-14,183
1458002
-14,383
1459001
-14,333
1036062
-36,3
-10,033
1037007
-37,35
-10,95
83612
-20,45
1037049
-37,2
-10,65
1542016
-15,633
1543002
-15,333
1543013
-15,783
83618
-20,767
83630
-20,533
83648
-20,283
83649
-20,267
83671
-21,967
83687
-21,217
83698
-41,317
-21,75
1037078
-37,067
-10,483
1544012
-15,95
1039019
-39,633
-10,967
1544017
-15,6
1443026
-43,167
-14,267
1544018
-15,o17
1444000
-44,467
-14,317
1544019
-15,933
1444001
-44,483
-14,417
1444002
-44,383
-14,417
1444003
-44,417
-14,75
83702
-55,717
-22,517
1444004
-44,167
-14,267
83708
-45,167
-22,783
83766
-51,167
-23,367
1444005
-44,417
-14,283
1444009
-44,617
-14,233
1544030
-15,7
1545002
-15,5
1546000
-15,917
1546001
-15,617
1546005
-15,8
1546009
-15,217
83780
-46,65
-23,617
83781
-46,6
-23,5
83782
-46,3
-23,917
83818
-46,283
-23,917
1444017
-44,517
-14,267
1547002
-15,45
1445000
-45,167
-14,833
1446000
-46,183
-14,567
1446004
-46,25
-14,8
83827
-54,567
-25,517
83836
-50,617
-25,45
83842
-49,217
-25,417
83844
-48,517
-25,517
1448003
-48,2
-14,367
1449000
-49,583
-14,767
1449001
-49,05
-14,517
1449002
-49,7
-14,433
83881
-53,267
-27,2
83887
-51,217
-27,383
83897
-48,467
-27,567
1449003 1450000
-49,967
-14,533
-50,733
-14,333
1450001
-50,583
-14,733
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-48,9
-21,217
91
-21,783
58
-48,767
-21,267
92
-21,883
59
-48,033
-21,5
60
-21,517
93
-21,883
99
-21,55
138
-47,783
-22,517
139
-47,283
-22,7
-47,983
-22,233
141
-48,183
-22,083
142
-48,533
-22,3
61
-21,783
101
-21,217
62
-21,783
102
-21,583
143
-48,717
-22,317
-48,383
-22,367
63
-21,8
64
-21,85
65
-21,883
103
-21,967 -22,583
145
-48,117
-22,683
146
-48,567
-22,733
-22,817
66
-21,983
67
-21,683
68
-21,667
69
-21,95
-22,05-22,283
147
-48,133
-22,783
148
-48,65
-22,867
-22,45
149
-48,167
-22,383
150
-48,45
-22,417
-22,517
151
-49,65
-22,2
70
-21,1
-22,517
-49,933
-22,217
71
-21,9
-22,6
153
-49,533
-22,317
72
-21,183
-22,617
73
-21,183
-22,783
74
-21,267
-22,9
154
-49,033
-22,317
155
-49,517
-22,367
156
-49,133
-22,417
75
-21,617
-22,933
76
-21,7
-22,8
77
-21,817
78
-21,917
79
-21,083
-22,967 -22,433
157
-49,417
-22,417
-49,317
-22,45
159
-49,933
-22,783
160
-49,533
-22,95
-22,017
161
-49,833
-22,983
80
-21,283
-22,117
162
-50,3
-22,067
81
-21,433
-22,133
163
-50,2
-22,117
-22,167
164
-50,083
-22,15
18]
165
-50,067
-22,817
166
-50,333
-22,883
215
-46,617
-23,5
262
-49,467
-23,233
216
-46,633
-23,533
263
-49,367
-23,333
167
-50,7
-22,233
217
-46,683
-23,517
168
-51,9
-21,967
218
-46,233
-23,583
169
-51,967
-22,1
219
-46,95
-23,65
172
-51,767
-22,167
-46,583
-23,633
174
-51,5
-22,267
-46,65
-23,633
175
-51,517
-22,417
-46,7
-23,65
177
-51,083
-22,667
-46,633
-23,65
264
-49,517
-23,383
265
-49,417
-23,45
266
-49,233
-23,533
267
-49,317
-23,633
268
-49,55
-23,633
269
-49,433
-23,833
270
-49,133
-23,867
178
-51,133
-22,717
-46,967
-23,717
273
-47,95
-24
180
-51,383
-22,1
181
-52,183
-22,517
-46,85
-23,717
276
-47,85
-24,5
-46,3
-23,783
277
-48,017
-24,717
182
-52,317
-22,367
-46,917
-23,783
183
-52,883
-22,467
184
-52,417
-22,567
-46,933
-23,567
-47,883
-24,717
280
-48,717
-24,o17
-47,717
-23
185
-52,65
-22,317
186
-52,583
-22,55
187
-53,067
-22,583
-47,367
-23,033
-47,217
-23,083
281
-48,967
-24,133
282
-43,5
-24,183
283
-48,767
-24,217
-47,95
-23,217
189
-4S,383
-23,15
-47,333
-23,333
190
-45,717
-23,133
-47,85
-23,367
192
-45,95
-23,283
-47,183
-23,55
193
-45,883
-23,4
-47,9
-23,55
195
-45,067
-23,433
197
-45,433
-23,633
198
-45,417
-23,767
199
-45,35
-23,783
204
-46,867
-23,55
205
-46,967
-23,033
206
-46,233
-23,333
207
-46,583
-23,317
208
-46,683
-23,333
210
-46,75
-23,4
211
-46,4
-23,417
213
-46,567
-23,417
-47,217
-23,65
-47,833
-23,65
-47,o17
-23,683
287
-49,083
-24,05
288
-49,333
-24,117
-47,65
-23,833
-48
-23,867
-4e,917
-23,1
-4e,05
-23,3
-48,183
-23,367
-48,583
-23,45
-48,417
-23,4e3
-43,45
-23,6
-48,05
-23,583
214
-46,583
-23,4
-49,617
-23,2
l32
Estación
Nombre
Longüud
Latitud
BahiaNegra
-58,15
-24,217Il
Mcal.Estigarribia
-60,617
-22,017
Concepción
-57,283
Asunción
-57,517
-23,417-25,25
CiudaddelEste
-54,583
-25,517¡l
ncarnación
-55,817
-27,317||
Nombre
Longitud
Latitud
BellaUnion
-3o,2
Artigas
-30,5
Rivera
-30,783
Salto
-31,383
Azucitrus
-31,783
Paysandu
-32,4
Melo
-32,283
Young
-32,583
PasodelosToros
-32,7
Mercedes
-33,2
6500
TreintayTres
-33,2
6530
Durazno
-33,4
532
Trinidad
-33,5
6540
Carmelo
-34
545
Florida
-34
Colonia
-34,5
565
Rocha
-34,5
568
Libertad
-56,5
-34,7
575
Melilla
-56,283
-34,783
580
Carrasco
-56
-34,783
585
Prado
-56,2
-34,9
NombreILongitudLatitud
||Cochamaba-66,167-17,383 ||Coranl-65,900-17,233Il
183
Nombre
Longitud
Latitud
Itapebi
Í-57,683
-31,25
AgromBellaUnion
-57,617
-30,267
Arerungua
-56,633
-31,667
JavierdeViana
-56,767
-30,45
Laureles
-57,533
-31,517
Meneses
-56,383
-30,867
Baibene
-58,15
-29,6
BaltasarBrum
-56,317
-30,733
MocoretaLago
-S7,817
-30,683
MonteCaseros
-57,617
-30,233
Belen
-57,783
-30,8
ParadaMaria
-57,517
-30,933
BernabeRivera
-56,95
-30,3
PasoCampamento
-56,767
-30,8
Bonpland
-57,417
-29,817
CatalanChico
-56,367
-30,883
PasodelaCruz
-57,3
-30,25
PasodelosLibres
-57,083
-29,733
CatalanGrande
-56,25
-30,783
CazadoresCorrentinos
-58,283
-29,983
PasodelLeon
-57,083
-30,117
PasoFarias
-57,067
-30,433
CerroAmarillo
66,633
-30,617
PasoPotrero
-56,833
-31,467
CerroChato
-56,633
-31,267
Pujol
-57,85
-30,417
Chajari
-58,15
-30,783
Charqueada
-56,167
-30,65
PuntasdeValentin
-57,233
-31,183
Quintana
-56,367
-31,4
ColoniaLavalleja
-57,033
-31,1
ColoniaLibertad
-57,817
-30,033
ColoniaPalma
-57,683
-30,567
Redomon
-58,283
-31,083
SanJaimedeArruabarrena
-58,3
-30,033
SarandideArapey
-56,2
-30,983
ColoniaPintado
-56,517
-30,517
Sequeira
-56,867
-31,033
ColoniaRivera
-56,583
-3o,4
Concordia
-58,017
-31,383
Conquistadores
-58,45
-30,583
Constitucion
-57,85
-31,0S
Cuaro
-56,883
-30,583
Solari
-58,183
-29,367
Taruman
-56,667
-30,483
TermasdelArapey
-S7,517
-30,983
TomasGomensoro
-57,467
-30,4
CuchilladeSalto
-57,433
-31,433
Valentin
-57,367
-31,3
Vera
-56,817
-31,617
CuruzuCuatia
-58,033
-29,783
DiegoLamas
-S7,033
-30,767
ElTopador
-56,8
-30,3
Artigas
-56,517
-30,4
Salto
-57,967
-31,4
Federacion
-57,9
-31
GuaviyudeArapey
-56,567
-31,017
Guayubira
-56,383
-30,65
faltantescorrespondientes a las
estacionespluviométricas de
Argentina. La Primeracolumna indica el
número de estación, Iasegunda el año, latercera columna Iacantidad de datos
en verano ycuarta columna lacantidad de datos
¡84
AMO-H
Radiosondeos en Resistencia
Se han utilizado en los datos de observaciones correspondientes a
radiosondeos a las 12 UTC en Ia estación aerológica Resistencia
(Argentina) durante el período 1979 - 1993. La información utilizada
muestra grandes períodos con datos faltantes. La tabla mostrada acontinuación muestra en los niveles estándar los datos faltantes durante el
período estudiado.
Primavera Verano
Niveles % T °/o Q °/o Viento °/oT % Q % Viento
1000 38,75 38,75 60,88 42,37 42,37 67,56
900 33,04 32,6 56,19 33,04 32,37 58,59
800 33,04 32,6 57,36 33,04 32,37 58,67
700 33,04 32,67 58,46 33,04 32,44 59,48
600 33,04 32,45 59,49 33,04 32,52 60
500 33,04 32,67 59,49 33,04 32,52 60,74
400 33,04 33,63 60,29 33,04 32,74 61,63
300 33,11 40,15 60,88 33,04 46,15 62,07
200 33,55 98,02 62,42 33,33 98,59 63,19
100 36,48 95,6 64,47 37,7 94,37 66,3
Tabla A.2: Porcentaje de observaciones de radiosondeo faltantes enResistencia a las 12UTCen los diferentes niveles estándar durante el
período 1979 -1993.
La tabla A.2 indica que los valores de viento se encontraban ausentes
en un promedio superior al 50% de los casos en todos los niveles
estándar, por este motivo no se utilizan los valores de viento para
estudiar el comportamiento observado durante los eventos estudiados en
la presente Tesis. Se observan frecuencias altas para los valores de
temperatura y humedad en la superficie de 1000 hPa, esto se da porque
en muchas oportunidades la presión en superficie fue inferior a 1000 hPa,
y esto fue considerado dato faltante. A partir de este nivel, se observa que
los valores de temperatura y humedad se encuentra ausentes en un
promedio del 35%. Los valores de humedad muestran una ausencia
superior al 40% a partir de los 300 hPa y en 200 hPa una ausencia que
supera el 98% en ambas estaciones, esto ocurre por efecto de la perdidadel sensor de humedad en los radiosondeos.
Con el propósito de calcular el perfil vertical de la temperatura
potencial equivalente, se interpolaron hidrostáticamente los niveles de
temperatura significativos a niveles de presión constante para los sondeos
correspondientes a cada día del período estudiado. Los niveles de presiónutilizados fueron desde 1000 hasta 100 hPa con un intervalo de 10 hPa.
Con el objetivo de obtener un perfil vertical de la humedad con la misma
definición que la temperatura, se interpoló el campo de humedad
específica linealmente a los mismos niveles de presión anteriormente
utilizados. A partir de estos nuevos perfiles de temperatura y humedad, se
calculó el perfil de la temperatura potencial equivalente utilizando la
aproximación de Bolton (1980). Con los nuevos perfiles de Gae
correspondientes a cada día del período se calcularon los campos medios
de las estaciones y los eventos estudiados.
Anexo III: Datos de Tiempo Presente
E| conjunto de datos utilizados en el capítqu 6 consiste en las
observaciones de tiempo presente cada 6 horas en 25 estaciones
sinópticas de Argentina, el mapa correspondiente a la localización de estasestaciones fue mostrado en el capítqu 2 (figura 2.2).
Estación Nombre Latitud Longitud
87046 JUJUYAERO -24,23 -65,05
87047 SALTAAERO -24,51 -65,29
87121 TUCUMANAERO -26,51 -65,06
87149 PCIA. ROQUESAENZ PEÑA -26,49 -60,27
87155 RESISTENCIAAERO -27,27 -59,03
87162 FORMOSAAERO -26,12 -58,14
87166 CORRIENTESAERO -27,27 -58,46
87178 POSADASAERO -27,22 -55,58
87187 OBERAAERO -27,29 -55,08
87217 LA RIOJA AERO —29,23 -66,49
87222 CATAMARCAAERO -28,36 -65,46
87257 CERESAERO -29,53 -61,57
87289 PASO DE LOS LIBRESAER -29,41 -57,09
87344 CORDOBAAERO -31,19 -64,13
87374 PARANAAERO -31,47 -60,29
87395 CONCORDIAAERO -31,18 -58,01
87418 MENDOZAAERO -32,5 -68,47
87436 SAN LUIS AERO -33,16 -66,21
87448 VILLAREYNOLDSAERO -33,44 -65,23
87480 ROSARIOAERO -32,55 -60,47
87497 GUALEGUAYCHUAERO -33 -58,37
87582 AEROPARQUEBUENOSAIRES -34,34 -58,25
87623 SANTAROSAAERO -36,34 -64,16
87692 MARDEL PLATAAERO -37,56 -57,35
87715 NEUQUENAERO -38,57 -68,08
La selección de este tipo de información se basa en el hecho de la
inconsistencia de los datos de precipitación acumulada cada 6 horas
presentada en las bases de datos disponibles.Se ha definido como desarrollo de convección en la estación
estudiada a todo valor de tiempo presente que sea igual a: 17, 18, 19, 25,
27, 29, 62, 63, 64, 65, 80, 81, 82, 87, 88, 89, 90, 91, 92, 93, 94, 95, 96,
97, 98 “o” 99.
Anexo IV:
Días Chaco y SALLJ- No Chacoseleccionados
Se detalla a continuación Ia nomina completa de las situaciones SALLJ
seleccionadas, utilizando el criterio definido en el capítulo 2. Se han
indicado las fechas Chaco y SALU No Chaco en las siguientes tablas. Para
no generar confusión en Ia enumeración de las fechas seleccionadas se
han incluido todos los días correspondientes a los años estudiados.
Los días que cumplieron el criterio de Chaco Jet fueron indicados en
las tablas con la palabra “CHACO”, mientras los días SALIJ que no
alcanzaron a cumplir con el criterio Chaco Jet y denominados en esta Tesis
SALLJ- No Chaco fueron notados con la sigla “SALU”.
235
ooeuomvsrTIvsr11vsmvsmvsmvsr'nvsooeuoooeuomvsr11vsLSr'nvsr'nvsooeuoooeuor11vsmwsmvsrTIvsooeuor11vsmvsoemvsr'nvsooeuoooeuor'nvsmvsooeuoooeuor11vsszr‘nvsmvsrTIvsooeuoooeuomvsooeuor'nvsmvsf‘TIVSr11vsazr‘nvsr‘nvsr11vsooeuorTIvsmvsr'nvsr11vsrTIvsr11vsooeuorTIvsr'nvs¿z
r'nvsr‘nvsooeuor'nvsooeuor‘nvsr'nvsmvsr'nvsr11vsr'nvs9_z
r'nvsooeuoooeuor'nvsr'nvsooeuof‘TlVSooeuomvsr'nvsszr'nvsooeuoooeqomvsr'nvsmvsooeuof‘TIVSooeuor'nvsvzr11vsooeuoooeuor'nvsooeuol'TlVSooeuomvsezmvsmvsooeuor'nvsr'nvsooeuor‘nvszzmvsrTIvsooeuoooeuoooeuoooeuorTIvsrTIvsr'nvsr'nvslZr'nvsooeuoooeuoooeuomvsmvsmvsooeuoozmvsooeuoooeuor‘nvsmvsooeqo6Lr'nvsf‘TIVSooeuoooeuor'nvsr'nvsmvsr'nvs8Lmvsooeuoooeuomvsmvsmvsr'nvsr'nvsur'nvsrTIvsooeuoÍ‘TIVSooeuomvsooeuomvsmvs9Lr'nvsrTIvsr'nvsr'nvsooeuomvsooeuomvsmvsSLmvsrTIvsf‘TlVSooeuomvsr'nvsooeuor'nvsmvsr'nvsr'nvswr'nvsr'nvsrTIvsooeuor'nvsr'nvsr'nvsooeuoooeuorTIvsmvsmvsmvse;r'nvsr'nvsr'nvsr11vsooeuoooeuoooeuomvsr'nvsmvsr‘TIVSur'nvsr'nvsooeuoooeuomvsr'nvsmvsrTIvsLLr‘nvsmvsmvsmvsooeuomvsr11vsmvs0Lmvsr'nvsr'nvsmvsr11vsooeuomvsooeqo6ooeuomwsrTIvsmvsr'nvsooeuor‘TIVSmvsmvs9r'nvsr‘nvsr'nvsr'rlvsr'nvsr'nvsooeuorTIvsooeuof‘TlVSmvsr'nvsLmvsooeuomvsr'nvsr‘nvsmvsmvsooeqoooeuor'nvsmvs9rTIvsr'nvsmwsooeuor'nvsr'nvsmvsI‘TIVSr'nvs9r'nvsr'nvsr'nvsr11vsr11vsr'nvsr'nvsmvsf‘TIVSmvsr'nvsvmvsr11vsmwsr'nvsrTIvsmvsr'nvsr11vser'nvsrTIvsr'nvsr'nvsmvsmvsr‘nvsmvsmvszmvsmvsr'nvsr'nvsmvsf‘TIVSr'nvsmvsrTIvsL
€66Lzas;L66l066l696l886LL86l99msamvam€86l¿9mLBGl086l6L6l
OHBNEI
207
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